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ANÁLISIS MORFOSEDIMENTARIO Y ESTRATIGRÁFICO DE LOS DEPÓSITOS CONTORNÍTICOS DEL GOLFO DE CÁDIZ:

IMPLICACIONES PALEOCEANOGRÁFICAS

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Estefanía Llave Barranco

ANÁLISIS MORFOSEDIMENTARIO Y ESTRATIGRÁFICO DE LOS DEPÓSITOS

CONTORNÍTICOS DEL GOLFO DE CÁDIZ: IMPLICACIONES PALEOCEANOGRÁFICAS

Instituto Geológico y Minero de España

2004

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Serie: Tesis doctorales Número: 3

Directores de la tesis: Dr. Luis Somoza Losada (IGME) Dr. Fco. Javier Hernández Molina (UVI) Fue defendida en la Universidad de Cádiz, en el Departamento de Geología de la Facultad de Ciencias del Mar (2003) Foto portada: Tomada durante el proyecto Tayso, con la cámara submarina Benthos 372. Ninguna parte de este libro y mapa puede ser reproducida o transmitida en cualquier forma o por cualquier medio, electrónico o mecánico, incluido fotocopias, grabación o por cualquier otro sistema de almacenar información, sin el previo permiso escrito del autor y editor © Instituto Geológico y Minero de España Ríos Rosas, 23 28003 Madrid NIPO: 657-04-025-9 ISBN: 84-7840-563-1 Depósito legal: M-48715-2004

LLAVE BARRANCO, Estefanía Análisis morfosedimentario y estratigráfico de los depósitos contorníticos del Golfo de Cádiz: Implicaciones paleoceanográficas/Estefanía Llave Barranco.-Madrid: Instituto Geológico y Minero de España, 2004. 294 pp.; il. col.; Bibliografía.- (Tesis Doctorales; 3) ISBN: 84-7840-563-1 Tesis doctoral Universidad de Cádiz 1. Sedimentación talud marino. 2. Litoestratigrafía. 3. Morfodinámica. 4. Paleogeografía. 5. Paleooceanografía. 6.Cuaternario. 7.Golfo de Cádiz. 8. Tesis. I. Llave Barranco Estefanía, aut. II. Instituto Geológico y Minero de España, ed. III. Tesis Doctorales, serie 551.9(460.355)

ÍNDICE GENERAL

AGRADECIMIENTOS ...................................................................................................................................vii

RESUMEN/ABSTRACT ................................................................................................................................... ix

I.- INTRODUCCIÓN......................................................................................................................................... 1

I.1.- OBJETIVOS...........................................................................................................................................2 I.2.- ESTRUCTURACIÓN DE LOS CONTENIDOS DE LA MEMORIA DE

INVESTIGACIÓN.........................................................................................................................3 I.3.- METODOLOGÍA.................................................................................................................................... 4 I.4.- GEOLOGÍA DEL MARGEN CONTINENTAL ...........................................................................26 I.5.- CARACTERÍSTICAS OCEANOGRÁFICAS DEL GOLFO DE CÁDIZ.................................... 55 I.6.- CARACTERÍSTICAS PALEOCEANOGRÁFICAS DE LA MOW............................................. 62

II.- LOS SISTEMAS DEPOSICIONALES CONTORNÍTICOS: ANTECEDENTES CONCEPTUALES Y CARACTERÍSTICAS .....................................................................................65

II.1.- CONCEPTO Y ANTECEDENTES................................................................................................. 65 II.2.- PROCESOS DE TRANSPORTE MEDIANTE CORRIENTES DE CONTORNO................ 68 II.3.- CARACTERÍSTICAS DE LOS DEPÓSITOS CONTORNÍTICOS ........................................... 72 II.4.- CLASIFICACIÓN DE LOS DEPÓSITOS CONTORNÍTICOS ................................................. 77 II.5.- TASA DE SEDIMENTACIÓN Y FRECUENCIA ....................................................................... 79 II.6.- SISTEMAS DEPOSICIONALES: MODELOS DE FACIES CONTORNÍTICOS................... 81 II.7.-DIFERENCIACIÓN ENTRE DEPÓSITOS CONTORNÍTICOS Y TURBIDÍTICOS........... 101 II.8.- FACTORES QUE CONTROLAN LA SEDIMENTACIÓN CONTORNÍTICA.................. 107

III.- CARACTERÍSTICAS MORFOLÓGICAS DEL TALUD SUPERIOR Y MEDIO DEL GOLFO DE CÁDIZ..................................................................................................... 115

III.1.- CARACTERÍSTICAS MORFOSEDIMENTARIAS..............................................................115 III.2.- CARACTERISTICAS MORFOESTRUCTURALES REGIONALES .................................133

IV.- ANÁLISIS ESTRATIGRÁFICO DE LOS DEPÓSITOS CONTORNÍTICOS DEL TALUD MEDIO..................................................................................................................................... 145

IV.1.- ANÁLISIS ESTRATIGRÁFICO DE LOS DEPÓSITOS DEL CUATERNARIO............... 145 IV.2.- ANÁLISIS ESTRATIGRÁFICO DE LOS DEPÓSITOS DEL CUATERNARIO

SUPERIOR................................................................................................................................... 189 IV.3.- ANÁLISIS ESTRATIGRÁFICO DE LOS DEPÓSITOS DEL HOLOCENO ..................... 196

V.- CARACTERÍSTICAS ESTRUCTURALES REGIONALES DEL MARGEN Y SU INFLUENCIA EN EL DESARROLLO DE LOS DEPÓSITOS CONTORNÍTICOS ............ 201

V.1.- EDIFICIOS DIAPÍRICOS SUBAFLORANTES O AFLORANTES ....................................... 201 V.2.- FALLAS NORMALES DE SALTO VERTICAL ....................................................................... 205 V.3.- PLIEGUES EN ANTICLINAL / SINCLINAL ......................................................................... 207 V.4.- EXTRUSIONES DE VOLCANES DE FANGO......................................................................... 207 V.5.- ALTO DEL BASAMENTO ACÚSTICO .................................................................................... 208

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V.6.- AFLORAMIENTO DEL BANCO DE GUADALQUIVIR...................................................... 208

VI.- MODELO DE ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL EN DEPÓSITOS CONTORNÍTICOS............................................................................................................................... 213

VI.1.- SECUENCIAS DEPOSICIONALES......................................................................................... 213 VI.2.- DESARROLLO DE LAS SECUENCIAS DEPOSICIONALES EN RELACIÓN

CON LOS CAMBIOS CLIMÁTICOS/EUSTÁTICOS........................................................ 218

VII.- EVOLUCIÓN DEL SISTEMA DEPOSICIONAL CONTORNÍTICO: RECONSTRUCCIÓN PALEOGEOGRÁFICA Y PALEOCEANOGRAFICA..................... 227

VII.1.- EL SISTEMA DEPOSICIONAL CONTORNÍTICO DESDE EL PLEISTOCENO INFERIOR HASTA LA MITAD DEL PLEISTOCENO..................... 227

VII.2.- EL SISTEMA DEPOSICIONAL CONTORNÍTICO DESDE LA MITAD DEL PLEISTOCENO HASTA EL PLEISTOCENO SUPERIOR.............................................. 233

VII.3.- EL SISTEMA DEPOSICIONAL CONTORNÍTICO DESDE EL PLEISTOCENO SUPERIOR HASTA LA ACTUALIDAD ............................................. 239

VII.4.- CONSIDERACIONES PALEOCEANOGRÁFICAS DE LA EVOLUCIÓN DEL SISTEMA DEPOSICIONAL ........................................................................................ 246

VI.5.- RECONSTRUCCIÓN PALEOCEANOGRÁFICA DE LA MOW PARA UN CICLO AMBIENTAL CLIMÁTICO/EUSTÁTICO ......................................................... 247

VIII.- COMPARACIÓN DEL SISTEMA DEPOSICIONAL CONTORNÍTICO DEL GOLFO DE CÁDIZ CON OTROS SISTEMAS CONTORNÍTICOS EQUIVALENTES ................................................................................................................................ 249

VIII.1.- DEPÓSITOS DEL NE DEL ROCKALL TROUGH, EN EL ATLÁNTICO NORTE.................................................................................................................................... 251

VIII.2.- DEPÓSITOS DEL CANAL FAEROE-SHETLAND, AL NO DEL REINO UNIDO.................................................................................................................................... 251

VIII.3.- DEPÓSITOS DEL TALUD CONTINENTAL DE NUEVA ZELANDA..................... 253

IX.- CONCLUSIONES................................................................................................................................... 255

IX.1.- CONCLUSIONES PARCIALES................................................................................................. 255 IX.2.- CONCLUSIONES FINALES....................................................................................................... 259

ANEXO: RECURSOS ENERGÉTICOS Y MINERALES ASOCIDOS A LOS DEPÓSITOS CONTORNÍTICOS ............................................................................................................. 261

1.- YACIMIENTOS DE HIDROCARBUROS ..................................................................................... 261 2.- GAS LIBRE E HIDRATOS DE GAS................................................................................................ 263 3.- NÓDULOS Y COSTRAS DE HIERRO-MANGANESO............................................................. 271

X.- REFERENCIAS ......................................................................................................................................... 275

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AGRADECIMIENTOS

Este trabajo de investigación ha sido financiado por los Proyectos TASYO (CICYT MAR-98-02-0209) y GADES (REN2002-04117-C03-01), siendo el Investigador Principal el Dr. D. Luis Somoza Losada (Instituto Geológico y Minero de España, Servicio de Geología Marina), y se ha desarrollado gracias a la cooperación científica hispano-portuguesa establecida desde 1996 entre los coordinadores de estos proyecto y la Universidad del Algarve.

Desde estas líneas intento demostrar mi agradecimiento a las personas e instituciones, que, de una forma u otra, han colaborado conmigo en la realización de este trabajo.

El Prof. Dr. D. Francisco Javier Hernández Molina (Facultad de Ciencias, Universidad de Vigo) y el Dr. D. Luis Somoza Losada (Servicio de Geología Marina, Instituto Geológico y Minero de España) han dirigido y coordinado este trabajo de investigación con gran dedicación, ánimo y amistad en todo momento.

El Instituto Geológico y Minero de España, y en su nombre el Director de la institución Dr. D. Emilio Custodio Gimena; el Director de la Unidad de Geología y Geofísica Dr. D. Ángel García Cortés; el Jefe del Área de Cartografía Geológica Dr. D. Roberto Rodríguez Fernández; y el Jefe del Servicio de Geología Marina Dr. D. José Ramón de Andrés Alonso, así como el Departamento de Cristalografía y Mineralogía, Estratigrafía, Geodinámica y Petrología y Geoquímica de la Universidad de Cádiz, y en su nombre el Director del Departamento Dr. D. Manuel Antonio Caballero López-Lendínez, y el Prof. Dr. D. Francisco López Aguayo, me proporcionaron toda la infraestructura necesaria para la realización de este trabajo.

El Dr. D. Víctor Díaz del Río, Oceanógrafo del Instituto Español de Oceanografía, Centro Oceanográfico de Fuengirola, cedió con gran amabilidad la información de datos sísmicos y sondeos procedentes de campañas oceanográficas llevadas acabo en el área donde se ha realizado el presente estudio, mostrándome además su apoyo y confianza.

El Prof. Dr. D. Joao Alveirinho Dias, de la Universidad del Algarve, ha colaborado en la realización de numerosos trabajos de investigación en el ámbito del estudio de este trabajo.

Dña. Joan Gardner, de la Oficina Oceanográfica Naval de Estados Unidos, me facilitó los datos de sonar de barrido lateral del talud medio del golfo de Cádiz.

El Dr. D. Wenceslao Martínez del Olmo (REPSOL-YPF), me proporcionó toda la información de sondeos petrolíferos realizados en la plataforma y talud continental del Golfo de Cádiz.

El Prof. Dr. D. Dorrik A.V. Stow (Centro Oceanográfico y Universidad de Southampton), el Prof. Dr. D. Thierry Mulder (Universidad de Burdeos), el Dr. D. Joachim Schönfeld (Centro de Geología Marina GEOMAR, de Kiel, Alemania), y el Prof. Dr. D. Federico Vilas (universidad de Vigo) me brindaron la infraestructura necesaria y su colaboración durante el tiempo que permanecí en sus organismos desarrollando este trabajo de investigación.

El Prof. Dr. D. Francisco Sierro y el Prof. Dr. D. Abel Flores (Departamento de Paleontología de la Facultad de Geología de Salamanca) demostraron siempre gran interés por mi trabajo, además de realizar la datación de las muestras de sedimento procedentes de los sondeos petrolíferos de REPSOL.

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El Dr. D. Jesús Rodero (IACT, CSIC-Universidad de Granada), el Dr. D. Francisco Lobo Sánchez (Universidad del Algarve) y el Dr. D. Manuel Vargas Yánez (Instituto Español de Oceanografía, Fuengirola) me facilitaron información bibliográfica de gran utilidad.

La Dra. Dña. Isabel Sánchez Almazo (Departamento de Estratigrafía y Paleontología del Centro Andaluz de Medio Ambiente de Granada), y el Prof. Dr. Pieter M. Grootes (Laboratorio Leibniz, Universidad de Kiel) me ayudaron en la toma de muestras así como en las dataciones de los testigos de gravedad.

A la Tripulación del B/O Francisco de Paula Navarro, Tripulación del B/O Cornide de Saavedra, Tripulación del BIO Hespérides agradecerles su disponibilidad y profesionalidad.

A todos los compañeros y amigos del IGME y UCA, como Adolfo Maestro, Teresa Medialdea, Francisca Ávalos, Antonio Barnolas, Ricardo León, Mª Carmen Fernández Puga, Maite Navajo, Rafael Martínez, Amalio Gutiérrez, José Manuel Sordo, Tomás Vázquez, Margarita García.

A amigos como Pilar Clariana, Inmaculada Gil, Mª Ángeles Perucha, Luis O’Doguerty, Miriam Sayago, Carolina Pérez, Patricia Bárcenas, José M. Jódar, Jerónimo López, Iris Soler, Russell Davidson, Nuria Sanz, Marta Sebastián, Sora Marín, Carolina Martínez, Ana Ochando, Mónica Sáez, Inmaculada Ramos, Yolanda Chouza, Berta San Isidro, Inmaculada Paulette, Elena, Juanjo, Charo, Noelia, Maite, Sara, Ana, Melania, Grego, Juanma, Juan José, Ana, Esther y Ángel y un largo etc.

Y por último, quiero agradecer a mi familia, y muy especialmente a mis padres y hermana todo lo que han hecho por mí. A ellos va dedicado este trabajo con el mismo cariño que ellos siempre me han dado.

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RESUMEN

Este trabajo de investigación se ha centrado en el estudio del Sistema Deposicional Contornítico del talud medio del Golfo de Cádiz, basándose principalmente en la caracterización morfológica y estratigrafía de los depósitos cuaternarios.

Para este estudio se han utilizado sistemas sísmicos de alta (Geopulse y Sparker) y muy alta resolución (3.5 kHz y TOPAS), así como sondeos petrolíferos y testigos de gravedad (de 20 y 3 m de longitud). La cronología de los depósitos se ha realizado a partir de datos previos, así como a partir de dataciones realizadas para el presente trabajo. Con los resultados obtenidos se ha podido realizar un modelo estratigráfico así como un modelo evolutivo del sistema deposicional contornítico en relación a la actividad tectónica del área y a los cambios paleoceanográficos de la Corriente Mediterránea.

Según las características morfológicas del talud continental del Golfo de Cádiz se han determinado cinco sectores: 1) Sector proximal al Estrecho, caracterizado por el dominio de morfologías de origen erosivo; 2) Sector de lóbulo sedimentario, donde dominan las morfologías de origen deposicional; 3) Sector de Canales y Dorsales, con morfologías de origen erosivo y tectónico dominantes; 4) Sector deposicional de Faro-Albufeira, donde predominan las morfologías de origen deposicional, y por último el 5) Sector de Cañones submarinos, dominado por morfologías de origen erosivo.

Se han diferenciado siete tipos de depósitos contorníticos: monticular elongado y separado, laminar, adosado, mixto, laminar deformado, monticular fósil y ondas sedimentarias sobre laminar. En el registro sedimentario Cuaternario de dichos depósitos se han determinado dos grandes unidades sísmicas, QI y QII, limitadas por dos superficies erosivas mayores que de base a techo son, QD, MPR, constituyendo la discontinuidad MPR un cambio importante dentro del estilo deposicional contornítico. Estas dos unidades mayores se componen de ocho unidades menores, desde la A a la H, y esta última unidad a su vez está compuesta de cuatro subunidades, desde la a a la d, todas ellas separadas por superficies erosivas menores. Las unidades sísmicas QI y QI constituyen secuencias deposicionales de 3er orden separadas por la mayor bajada del nivel del mar del Cuaternario, hace unos 900-920 ka durante la revolución de mitad del Pleistoceno (Mid Pleistocene Revolution-MPR). Estas secuencias mayores han estado moduladas por ciclos de 4º, 5º y menor orden, que han condicionado el desarrollo de las unidades menores desde la A a la H y separadas por importantes bajadas relativas del nivel del mar durante el Cuaternario. El desarrollo y distribución de estas secuencias deposicionales ha estado condicionado por los rasgos de origen tectónico, representados principalmente por las dorsales diapíricas aflorantes o no, el levantamiento del Banco de Guadalquivir, varios sistemas de fallas, y estructuras anticlinales y sinclinales, siendo generalmente el depósito syn-sedimentario a dichas estructuras.

El mayor desarrollo de los depósitos contorníticos está asociado a los periodos regresivos y de bajo nivel, donde condiciones de bajadas del nivel del mar favorecen no sólo el mayor aporte sedimentario al margen, sino una mejor redistribución de los aportes y una mayor interacción de la corriente Mediterránea con el fondo.

Desde el comienzo del Cuaternario se ha constatado una mayor interacción de la corriente Mediterránea, con el dominio de los procesos erosivos sobre los deposicionales. Se diferencian tres momentos claves en la evolución del sistema contornítico condicionados por dos fases de deformación que han producido una reactivación de las dorsales diapíricas y del Banco de Guadalquivir. Esta reactivación del relieve submarino favorece unas nuevas condiciones de interacción con el fondo submarino y distribución de los

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núcleos de la corriente Mediterránea que, combinadas con unas nuevas condiciones oceanográficas moduladas a su vez por los cambios climáticos/eustáticos, dieron lugar a las siguientes tres etapas en la evolución del estilo deposicional contornítico: 1) Desde el Pleistoceno inferior (1.8 Ma) hasta la Mitad del Pleistoceno (900-920 ka); 2) Desde la Mitad del Pleistoceno hasta el comienzo del Pleistoceno superior (135 ka) y 3)Desde el Pleistoceno superior hasta la actualidad.

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ABSTRACT

This work has provided the study of the Contourite Depositional System on the middle slope of the Gulf of Cadiz, been mainly based on the morphologic and stratigraphic characteristics of the Quaternary deposits.

This study uses high (Geopulse and Sparker) and very high resolution seismic systems (3.5 kHz and TOPAS), as well as oil companies boreholes, and also gravity cores (20 and 3 m long). The deposit cronology has been carried out both from compiled data and using new dating results obtained specifically for the present work. The results has enabled to achieve an stratigraphic model and also a contourite depositional system evolutionary model related to the regional tectonic and paleo-ceanographic changes of the Mediterranean Outflow Water.

Following the morphological features, the Gulf of Cadiz comprises five sectors: 1) Gibraltar Strait Proximal, where erosive morphologies prevail; 2) Overflow sedimentary lobe, with the domain of depositional features; 3) Channels and ridges, where erosion and tectonic dominate; 4) Contourite deposition, where is located the main contourite depositional bodies, and 5) Submarine canyons, where the main feature is the erosion.

Seven contouritic drift patterns have been differentiated: elongate mounded and separated, sheeted, plastered, mixed, deformed sheeted, fossil mounded and sedimentary waves on sheeted drift. It has been determined two main seismic units within the Quaternary sedimentary record, QI and QII, bounded by two main erosive discontinuities that from bottom to top are QD and MPR, where MPR constitutes an important change in the contourite depositional architecture. These two main units comprise eight minor units, from A to H, and the last one is also composed of four subunits, from a to d, everyone bounded by minor erosive surfaces. QI and QII constitute 3erd order depositional sequences, bounded by the most significant sea level fall during the Quaternary 900-920 ky ago, in the Mid Pleistocene Revolution (MPR). This two main depositional sequences have been modulated by 4º, 5º and minor order cycles, which have influenced in the minor units deposition, from A to H, bounded by sea-level falls produced by the most prominent Quaternary events. The development and distribution of these units have been controlled by tectonic, as the outcropping and buried diapiric ridges, Guadalquivir Bank uplift, several fault systems and anticline/syncline structures, being the cotouritic units syn-sedimentary with them.

The major contourite drifts development is generated during periods of regression and lowstand stages, where sea level fall conditions favoured not only more sedimentary apply to the margin but also better sediment redistribution and more interaction between Mediterranean Outflow Water with the seafloor.

Since lower Quaternary, more interaction of the Mediterranean current has been noted, where processes of erosion dominate versus depositional ones. It could be recognized three key moments in the contourite system evolution, influenced by two deformation stages, which have produced the diapiric, and Guadalquivir Bank uplift reactivation. This seafloor relieve reactivation favoured new interaction with the seafloor conditions and branches distribution of the Mediterranean current that, linked to new oceanographic conditions modulated in its turn by climatic/eustatic changes, gave place to the following three stages in the contourite depositional style evolution 1) From Early Pleistocene (1.8 Ma) to Mid Pleistocene (900-920 ky); 2) From the Mid Pleistocene to lower Pleistocene (135 ky) and 3) From the Lower Pleistocene to recent time.

I. INTRODUCCIÓN

El presente trabajo de investigación se centra en la caracterización y evolución del sistema deposicional del talud medio del Golfo de Cádiz durante el Cuaternario, analizándose tanto sus implicaciones morfoestructurales como paleoceanográficas.

El Golfo de Cádiz se encuentra situado en el sector oriental del Atlántico Norte, al SE de la Península Ibérica, concretamente entre los paralelos 34º00’y 37º00’ N y los meridianos 5º30’ y 9º00’ O. Su margen continental se caracteriza por presentar un entrante orientado hacia el E respecto de la orientación N-S del margen continental Atlántico oriental. El golfo está limitado por la Península Ibérica al N, por el continente africano al S, por el Mar Mediterráneo al E, a través del Estrecho de Gibraltar, y se abre hacia el Océano Atlántico por el O (Fig. I.1).

El área de estudio se sitúa en el talud superior y medio del margen continental Ibérico del Golfo de Cádiz, entre los paralelos 36º00’ y 37º00’ N, y entre los meridianos 6º00' y 9º30’ O (Fig. I.1).

Figura I.1. Situación del margen continental del Golfo de Cádiz. Se marca en amarillo la zona en la que se ha realizado el presente estudio.

El margen continental septentrional del Golfo de Cádiz, comprendido entre la ciudad de Cádiz y el Cabo de San Vicente, se caracteriza por presentar un relleno sedimentario de unos 7 km, constituido por materiales que van desde el Mesozoico hasta la actualidad (Mougenot, 1988; González, 1996).

En este trabajo se ha estudiado el relleno sedimentario Cuaternario, en el cual autores como Malod, (1982); Devaux, (1985); Maldonado y Nelson, (1988) y Nelson et al. (1993) han descrito dos grandes unidades sedimentarias a gran escala que constituyen en el talud medio cuerpos sedimentarios

Análisis morfosedimentario y estratigráfico de los depósitos contorníticos del Golfo de Cádiz:

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contorníticos. Ambas unidades presentan deformaciones como plegamientos, fracturación y actividad diapírica, que ha seguido actuando hasta el Holoceno (Malod y Mougenot, 1979; Malod, 1982; Mougenot, 1988; Fernández-Puga et al., 1997).

I.1. OBJETIVOS

Se ha planteado como objetivo general del presente trabajo de investigación, el estudio morfosedimentario y estratigráfico del Sistema Deposicional Contornítico del Golfo de Cádiz y sus implicaciones paleoceanográficas durante el Cuaternario. Para alcanzar dicho objetivo general se han abordado los siguientes objetivos parciales (Fig.-I.2):

Figura I.2. Esquema de los objetivos llevados a cabo para la realización del estudio del Sistema Deposicional Contornítico del talud continental del Golfo de Cádiz durante el Cuaternario.

1.- Morfología, geometría y distribución espacial de los depósitos contorníticos del Cuaternario. Este estudio se ha llevado a cabo a partir de datos batimétricos y perfiles sísmicos de reflexión a diferentes escalas con la realización de un esquema morfológico del talud continental del Golfo de Cádiz.

2.- Análisis de Estratigrafía Sísmica. El análisis sísmico se aborda en tres escalas diferentes: i) Análisis de los depósitos contorníticos del Cuaternario; ii) Análisis de los depósitos del Cuaternario superior; iii) Análisis de los depósitos del Holoceno. Con este análisis se han aborda do los siguientes puntos de interés para la caracterización de los depósitos contorníticos estudiados: a) Determinación de la morfología y los rasgos determinantes del margen previos al depósito de cada unidad

I. Introducción

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sísmica; b) Caracterización de las facies sísmicas; c) Cartografiar la ubicación tanto de los depocentros más importantes, como aquellas zonas de escasa o nula sedimentación permitiendo determinar las zonas de procedencia de los aportes así como la dinámica y distribución sedimentaria; d) Caracterización litológica y cronológica; e) Determinación de la arquitectura estratigráfica; f) Cuantificación de la ciclicidad

3.- Determinación de los rasgos estructurales más importantes que afectan al sistema deposicional contornítico, evaluando los efectos más antiguos y recientes de la tectónica en la arquitectura y distribución sedimentaria de los depósitos del talud medio.

4.- Modelo de Estratigrafía Secuencial en los sedimentos contorníticos, diferenciando las secuencias deposicionales y así como el desarrollo de las mismas en función de los cambios ambientales.

5.- Reconstrucción del sistema deposicional contornítico del Golfo de Cádiz, para el Pleistoceno inferior, Pleistoceno medio, Pleistoceno superior y Holoceno.

6.- Realización de un modelo sobre la evolución morfosedimentaria durante el Cuaternario del sistema deposicional contornítico del Golfo de Cádiz que permita igualmente predecir las variaciones futuras. Este objetivo se ha llevado a cabo mediante la modelización estratigráfica y secuencial de los depósitos contorníticos a tres escalas diferentes: Cuaternario, Cuaternario superior y Holoceno.

I.2. ESTRUCTURACIÓN DE LOS CONTENIDOS DEL TRABAJO DE INVESTIGACIÓN

Los contenidos de la presente memoria se estructuran en ocho capítulos:

El primer capítulo se ha realizado como introducción a las características geológicas y oceanográficas del margen continental del Golfo de Cádiz así como de la metodología empleada para la realización de este estudio.

El segundo capítulo constituye un capítulo conceptual de los depósitos contorníticos en el que se hace una recopilación bibliográfica y una puesta al día para desarrollar el concepto de sedimentación contornítica y sus características generales.

A partir del tercer capítulo se empieza a exponer los resultados obtenidos en el presente estudio, abordándose el análisis de los principales rasgos morfológicos del talud continental como son: rasgos morfosedimentarios y rasgos morfoestructurales regionales.

En el cuarto capítulo se ha realizado un análisis estratigráfico de las unidades sísmicas a diferentes escalas, en el cual se han definido y descrito los límites de las unidades, se han elaborado y analizado los mapas de isobatas, y se han estudiado las facies sísmicas así como la distribución espacial de las unidades a partir de la realización de mapas de isopacas. También se ha realizado el calado de los sondeos y testigos de gravedad con la sísmica estudiada, para el encuadre cronoestratigráfico y la caracterización litológica de las unidades sísmicas diferenciadas. A partir de estos estudios se ha realizado un análisis de la arquitectura estratigráfica y de la ciclicidad.

En el quinto capítulo se han puesto de manifiesto las características estructurales regionales del margen y la influencia que han ejercido en el desarrollo de los depósitos contorníticos durante el Cuaternario.

Todos estos apartados se han enfocado en la elaboración: a) de un modelo de estratigrafía secuencial en los depósitos contorníticos, en el capítulo sexto, donde se describen las secuencias deposicionales así como la influencia de los cambios eustáticos/climáticos en el desarrollo de las mismas, y b) un modelo sedimentario del sistema deposicional contornítico, en el capítulo séptimo, basado en reconstrucciones paleogeográficas y paleoceanográficas desarrollado en una evolución morfosedimentaria y sus implicaciones paleoceanográficas durante el Cuaternario.


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En el capítulo octavo queda reflejada la comparación del sistema deposicional del Golfo de Cádiz con otros sistemas contorníticos equivalentes.

Finalmente, en el noveno capítulo se presentan las conclusiones extraídas de este trabajo de investigación para terminar con un Anexo en el que se resume la importancia de los depósitos contorníticos del Golfo de Cádiz como fuentes de recursos energéticos y minerales asociados.

I.3. METODOLOGÍA

El presente trabajo se ha basado en el análisis e interpretación sísmica de alrededor de los 11000 km de registros sísmicos de reflexión de alta resolución, así como en el estudio de sondeos y testigos de gravedad de media (20 m) y corta (3 m) longitud realizados en el borde de la plataforma y el talud del Golfo de Cádiz (Tabla I y Figs. I.3 y I.4).

I.3.1. Datos geofísicos utilizados

1) Campaña oceanográfica de investigación geológica GC-86-1. Esta campaña fue realizada con motivo de la realización de la Cartografía Geológica de la Plataforma Continental Española y Zonas Adyacentes del Golfo de Cádiz, a cargo del Instituto Geológico y Minero de España (Tabla I). Se realizaron un total de 569 km de perfiles sísmicos de alta resolución utilizando el sistema sísmico de Airgun con una potencia de 40 pulgadas cúbicas y una frecuencia de disparo de 2 segundos. La disposición de los perfiles es tanto longitudinal a la costa (90 km de longitud cada uno) como perpendicular (40 km de longitud) (Fig. I.3). Esta información ha permitido caracterizar la morfología, estructura y estratigrafía sísmica del área abarcada y correlacionar las unidades de borde de plataforma con las del talud superior e inferior.

2) Campaña oceanográfica de investigación geológica FADO 97-11. Esta campaña se realizó dentro del ámbito del proyecto de investigación DGICYT nº PB94-1090-C03-03 (FADO) titulado “Evolución Geoambiental de la Región Sur-Atlántica de la Península Ibérica durante Cuaternario terminal” (Tabla I). Se obtuvieron un total de 1013 km de perfiles sísmicos de alta resolución utilizando los sistemas de Sparker y Penetrador de Sedimentos (3.5 kHz), de los cuales sólo se han utilizado los perfiles de Sparker. La malla sísmica tiene una distribución longitudinal al margen español-portugués con unos 100 km de longitud cada perfil, y transversal al margen portugués con unos 30 km de longitud cada uno (Fig. I.3). Estos datos han permitido la caracterización geológica de la plataforma portuguesa y parte del talud continental del Golfo de Cádiz así como el conocimiento de la estructuración sedimentaria y tectónica de dichas zonas.

3) Campaña oceanográfica de investigación geológica ANASTASYA-1999. Esta campaña se llevó a cabo dentro del marco del proyecto CICYT, MAR-98-0209 titulado “Transporte tecto-sedimentario desde el margen continental del Golfo de Cádiz hacia las llanuras abisales atlánticas” de acrónimo TASYO (Tabla I). Esta campaña se realizó en aguas del talud continental del Golfo de Cádiz obteniéndose un total de 2410 km de registros sísmicos de alta resolución utilizando el sistema de Sparker (Fig. I.3). Estos perfiles están orientados de forma transversal al margen (de unos 90 km) y otros longitudinalmente (de unos 100 km). Con la realización de esta campaña se ha podido avanzar en el estudio de los mecanismos de transporte a lo largo del talud y ascenso continental.

4) Campaña oceanográfica de investigación geológica Interpole MD 114/IMAGES V. Esta campaña se llevó a cabo por el grupo de Investigación del Departamento de Geología y Oceanografía de la Universidad de Burdeos (Francia) a bordo del buque oceanográfico “Marion Dufresne” en 1999 (Tabla I). Se realizaron perfiles de 3.5 kHz sin una distribución definida, puesto que se realizaron en aquellos puntos que se quería llevar a cabo la toma de muestras mediante testigos de gravedad (Fig. I.4).

I. Introducción

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Tabla I. Campañas oceanográficas llevadas a cabo en el Golfo de Cádiz y de cuyos datos se ha basado este trabajo.

5) Campaña oceanográfica de investigación geológica TASYO-2000. Esta campaña se realizó dentro del ámbito del proyecto TASYO, CICYT, MAR-98-0209 (Tabla I). La prospección de geofísica marina se desarrolló entre la plataforma continental de Cádiz y las llanuras abisales de La Herradura y de Sena, lo que ha permitido el estudio integrado de los fondos submarinos del Golfo de Cádiz. Se realizaron un total de 4900 km de líneas de navegación dividiéndose la campaña en dos fases (Fig. I.3).

—En la primera fase se llevó a cabo una cartografía sistemática de las unidades aflorantes en los fondos marinos del Golfo de Cádiz. En esta fase se utilizó prioritariamente la sonda multihaz Simrad EM-12S-120. Se realizó un mosaico de los fondos marinos compuesto por 49 líneas con un

Campaña Año Buque Organismos participantes Métodos Posicionamiento

GC-86-1 1986 B/O García de Cid

Instituto de Ciencias del Mar; Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra; Instituto Geológico y Minero de España

Airgun DECCA y Transit Satellite

NAVO 1992 Hawaii Mapping Research Group; US Naval Oceanographic Office

Sonar de barrido lateral GPSD

FADO9711 1997 Francisco de

Paula Navarro

Instituto Español de Oceanografía; Instituto Geológico y Minero de España; Univ. de Cádiz, Univ. del Algarve

Sparker;

3.5 kHz GPSD

ANASTASYA 99/09 1999 B/O Cornide

de Saavedra


Sparker;

3.5 kHz GPS

INTERPOLE 1999 B/O Marion Dufresne

Departamento de Geología y Oceanografía de la Univ. de Burdeos, IFREMER

3.5 kHz; Testigos de gravedad GPSD

TASYO 00/05 2000 B.I.O. Hespérides

Instituto Geológico y Minero de España, Instituto Español de Oceanografía, Univ. de Cádiz, Univ. Complutense de Madrid, Real Observatorio de la Armada de San Fernando, Sociedad Española para el Estudio del Enlace Fijo del Estrecho Gibraltar, OGEPCorp. Geoph. Dept. Oil y Gas Exploration y Production Corp, Geophysical Dpt. De Sofia (Bulgaria). y el Centro de Investigaçao dos Ambientes Costeiros e Marinhos, Univ. do Algarve, Portugal.

Sonda Multihaz; TOPAS; Gravímetro;

Magnetómetro GPSD


de Saavedra


Sparker; 3.5 kHz; Muestreo draga;

Testigos de gravedad; Testigo de

caja

GPS


de Saavedra

Instituto Español de Oceanografía; Instituto Geológico y Minero de España ; Univ. de Cádiz, Univ. del Algarve

Sonda de Calor Muestreo draga;

Testigos de gravedad; Testigo de

caja; Fotografía Submarina

GPS


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total de 3218 km de longitud, y cubriendo una extensión desde 6º 45Ó a 7º 45Ó y desde 35º 45Ń a 36º 45Ń. Asimismo, se realizaron perfiles sísmicos mediante la sonda paramétrica TOPAS simultáneamente a la toma de datos con la sonda multihaz.

—En la segunda fase se realizaron líneas de sísmica multicanal que han permitido determinar la estructura profunda del Margen, especialmente la estructura de las unidades Béticas Alóctonas y su contacto con la corteza oceánica. Se realizaron 14 perfiles con una longitud total de 1726 km, variando entre 374 km para los de dirección E-O y de 50 km para los ortogonales al margen. Se registraron hasta 12 s en tiempo doble, lo que ha permitido alcanzar los niveles de la corteza inferior en la corteza oceánica.

6) Campaña oceanográfica de investigación geológica ANASTASYA-2000. Esta campaña se llevó a cabo dentro del proyecto TASYO, CICYT, MAR-98-0209 (Tabla I). Se obtuvo un total de 2129 km de perfiles sísmicos de alta resolución utilizando los sistemas de Sparker y Penetrador de Sedimentos (3.5 kHz), de los cuales sólo se han utilizado los perfiles de Sparker. Se realizaron varios perfiles con una orientación NO-SE (de unos 100 km) así como numerosos perfiles con una orientación NE-SO (de unos 90 km) y varios perfiles cortos con una orientación N-S (entorno a los 30 km) (Fig. I.3). Se tomaron muestras de sedimento mediante testigos de gravedad y testigos de caja (Fig. I.4).

Figura I.3. Localización de los perfiles sísmicos realizados en diferentes campañas oceanográficas, y utilizados para el presente trabajo de investigación.

Esta campaña ha permitido: a) estudiar el emplazamiento de los cuerpos diapíricos asociados a la masa olistostrómica y su relación con las unidades sedimentarias superficiales; b) caracterizar litológicamente las unidades deposicionales superficiales; c) estudiar los ambientes de sedimentación y de los sistemas morfodeposicionales; d) conocer en detalle algunas alineaciones de cañones submarinos y su funcionalidad como vías de transporte de sedimentos; e) estudiar los tipos morfológicos generados por los escapes de fluidos en relación con los movimientos gravitacionales y la tectónica salina.

I. Introducción

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7) Campaña Seamap Data. Esta campaña fue llevada a cabo por la Oficina Oceanográfica Naval de Estados Unidos (NAVO) utilizando un sistema llamado Seamap con el cual obtuvieron un mapa batimétrico y una imagen de reflectividad del fondo marino de la zona comprendida entre las coordenadas 36º45’-35º15’ y 6º15’-9º30’ del margen continental del Golfo de Cádiz (Fig. I.3).

I.3.2. Datos de sondeos y testigos de gravedad utilizados

1) Campaña oceanográfica ANASTASYA-2000. Esta campaña se desarrolló en el marco del proyecto TASYO, CICYT, MAR-98-0209 y se tomaron muestras de sedimento mediante testigos de gravedad y testigos de caja (Fig. I.4 y Tabla I).

2) Campaña oceanográfica de investigación geológica ANASTASYA-2001. Esta campaña se realizó dentro del proyecto TASYO, CICYT MAR-98-0209 (Tabla I). Se llevó a cabo un muestreo y testificación de los fondos del talud continental del Golfo de Cádiz mediante 20 testigos de gravedad (Fig. I.4), 7 testigos de caja, 19 testificaciones con Sonda de Calor (Heat Flow Probe) y 20 dragas de arrastre. Además, se realizaron 1400 fotografías en blanco y negro y 2800 fotografías en color con una cámara fotográfica submarina Benthos 372.

Por otro lado se ha utilizado la información obtenida del análisis de los sondeos y las dataciones llevadas a cabo en testificaciones realizadas por distintos grupos de investigación y empresas petrolíferas, como son (Fig. I.4):

3) Sondeos que fueron realizados en la plataforma y talud continental portugués por el Servicio Geológico de Portugal (Imperador, Ruivo, Corvina, Algarve 1 y Algarve 2) (Fig. I.4).

Figura I.4. Localización de los sondeos y testigos de gravedad llevados a cabo en el talud medio del Golfo de Cádiz y que han sido utilizados para la realización de este trabajo.


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4) Sondeos que fueron llevados a cabo en la plataforma y talud continental del Golfo de Cádiz por empresas petrolíferas como REPSOL y CAMPSA (D1, C1, E1, G1, B1, B1, Atlántida, GY bis, Neptuno, MPC) (Fig. I.4). 5) Testigos de gravedad realizados en el talud del Golfo de Cádiz por la Universidad de Burdeos en la Campaña Interpole MD 114/IMAGES V a bordo del buque oceanográfico “Marion Dufresne” en 1999 (testigos MD) (Fig. I.4).

I.3.3. Sistemas de posicionamiento

Los sistemas de posicionamiento tienen como principal objetivo la localización de las observaciones geofísicas en mar. Estos sistemas de posicionamiento han evolucionado desde las antiguas técnicas para la navegación que utilizaban el sol, la luna y las estrellas, hasta las técnicas modernas caracterizadas por el desarrollo de sistemas de posicionamiento electrónicos y acústicos y el uso generalizado de los satélites. Estas últimas proporcionan un posicionamiento con un margen de error de 100 m o incluso menor, por lo que han tenido un impacto muy destacado no sólo en la geofísica marina, sino en el amplio campo de las ciencias marinas (Jones, 1999).

Los sistemas de posicionamiento utilizados en las diferentes campañas oceanográficas en las cuales se ha basado este trabajo han sido el GPS y el GPS Diferencial (Fig. I.5).

El sistema Navistar GPS (Navigation Satellite Timing y Ranging Global Positioning System) es un sistema de posicionamiento por satélite que proporciona posición continuada en cualquier parte del mundo. Las medidas de posición tomadas con este sistema se ven generalmente afectadas por modificaciones de los parámetros orbitales y por las condiciones atmosféricas (Riddy y Masson, 1996). Este sistema utiliza una constelación de veinticuatro satélites, proporcionando el posicionamiento con cuatro de ellos.

A B

Figura I.5. A) Colocación de la antena del sistema de posicionamiento GPS diferencial; B) Monitor navegador Hypack, GPS y Sea Star Diferencial.

I. Introducción

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Por otro lado, debido a una más baja resistencia al avance en la atmósfera y a una mayor separación de las irregularidades de densidad en la tierra, las perturbaciones orbitales son menores y más exactamente predichas que en niveles más bajos, permitiendo una mayor precisión en la navegación.

El sistema GPS Diferencial es un sistema de posicionamiento de elevada precisión, debido a su funcionamiento con una estación de referencia que se encuentra en tierra y que introduce correcciones a las posiciones medidas por satélite (Jones, 1999).

I.3.4. SISTEMAS DE ECOSONDA MULTIHAZ

Los sistemas de Ecosonda monohaz constituyen una moderna y potente herramienta para la caracterización batimétrica del fondo marino con una gran precisión y cobertura. El sistema de ecosonda convierte las variaciones mecánicas en pulsos eléctricos, y viceversa, de forma que en la emisión, la energía eléctrica se convierte en acústica, y en la recepción, la onda acústica reflejada se transforma en señal eléctrica. Estos sistemas se basan en la medida del tiempo que tarda una onda acústica en recorrer la distancia existente entre el punto de emisión y el fondo del mar donde se refleja, y su retorno al punto de partida (Trabant, 1984; Díaz del Río, 1989; Rey, 1990) (Fig. I.6).

Figura I.6. Sistema de transmisión acústica de un ecosonda y efectos del ancho de haz (Tomado de Trabant, 1984).

La conversión de tiempo de propagación a profundidad se hace teniendo en cuenta la velocidad de propagación del sonido en el agua del mar.

El eco de retorno se amplifica y se registra de modo continuo. Los transductores se sitúan normalmente en el casco del barco, con el haz de emisión orientado verticalmente hacia el fondo. El rango de frecuencia será elegido en función del calado, naturaleza y tipo de equipo.


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Es conveniente efectuar la calibración de los equipos previamente al comienzo del trabajo, puesto que las condiciones de propagación en la columna de agua del mar varían considerablemente con la variación de la salinidad, temperatura y densidad.

El sistema de Ecosonda monohaz se utilizó en las campañas Navo, Interpole, Fado 9711, Anastasya’ 99/00/01. El sistema de Ecosonda Multihaz SIMRAD EM-12S-120 fue utilizado en la Campaña TASYO’2000. Este sistema multihaz es una ecosonda de aguas profundas, que utiliza 81 haces acústicos con una cobertura máxima de 120º, lo que significa un barrido máximo de 3.5 veces la profundidad (Fig. I.7). La frecuencia de trabajo en esta campaña fue de 13 kHz, con una precisión del orden de un 0.25% de la profundidad, o de 60 cm (la que sea mayor).

Los datos recibidos por los transductores del ecosonda son enviados a la unidad de operador (OPU), donde son presentados en la pantalla junto con los datos adquiridos por otros instrumentos periféricos (navegación, rumbo, actitud) (Fig. I.8). Todos ellos son combinados para generar un datagrama que contiene la información de alcance y azimut de todos los haces válidos que se convertirán en informaciones de distancias y profundidades.

Estos datos se envían a una estación de trabajo Sun ULTRA 10 donde son almacenados todos los datos para su posterior procesado. Esta estación de trabajo dispone a su vez de un software (MERLIN) de control que permite al operador visualizar los datos sin procesar, presentándolos en diferentes formatos. Este programa es muy útil para comprobar el trabajo realizado, así como valorar la calidad de los datos recogidos mediante la generación de mapas de contorno. Además, procesando las reflectividades detectadas por los transductores, se genera una imagen sintetizada de baja resolución del fondo marino similar a la generada por los sonares de barrido lateral.

El sistema está estabilizado para compensar los movimientos del barco hasta 15º de balanceo (roll), 10º de cabeceo (pitch), el movimiento del barco a babor y estribor (gyro offset) y un parámetro que incluye la variable temporal (time offset). Con el módulo MERLIN del programa se visualizan los datos a tiempo real, de modo que se pueden capturar los datos brutos, almacenarlos y realizar volcados de seguridad periódicos de los mismos, planear las líneas de la campaña, y realizar calibraciones de los sensores.

Figura I.7. A) Ejemplo de sistema de Ecosonda Multihaz; B) Sensor de la Ecosonda Multihaz del BIO Hespérides, alojada en el casco del barco.

B A

I. Introducción

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El procesado de los datos de multihaz se llevó a cabo mediante un paquete de programas NEPTUNE/POSEIDON/TRITON. Estos programas disponen de varios niveles de filtrado (posición, profundidad y estadístico) que permiten limpiar la señal bruta obtenida de las sondas.

El post-procesado de los datos se realiza mediante un programa que crea ficheros con etiquetas temporales donde son almacenados. En cada archivo se guarda información de los datos de profundidad, rangos, niveles de reflectividad, y etiquetas para cada pulso, haz y posición en coordenadas geográficas.

El procesado de los datos incluye la visión preliminar de líneas para elegir las que se van a procesar, el procesado de la posición, la recalibración y la corrección de la profundidad. A continuación se realiza el filtrado estadístico de datos en el que se eliminan picos y otras medidas erróneas registradas con la sonda, y no eliminadas anteriormente. Los principales errores son originados por ruidos de interferencias.

Finalmente estos datos pueden ser exportados en diferentes formatos, aunque en general son del tipo XYZ ASCII.

Los archivos exportados se utilizan para generar los mapas batimétricos y de reflectividad, con diferentes programas como el Arc Info que ofrecen posibilidades también de modelizar digitalmente el terreno y realizar representaciones en tres dimensiones.

I.3.5. Sistema de sonar de barrido lateral

Los datos batimétricos y de reflectividad obtenidos a partir de la campaña realizada por la Oficina Oceanográfica Naval de los Estados Unidos (US Naval Oceanographic Office, NAVO) fueron tomados con el sistema Seamap. Este Seamap es un sistema de Sonar de Barrido Lateral de baja frecuencia y resolución, que consiste en dos grupos de arrays acústicos montados en una plataforma hidro-

Figura I.8. Unidad de operador (OPU), donde son presentados en la pantalla todos los datos adquiridos.


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dinámica de flotabilidad neutra, (pez) que se arrastra semisumergida por debajo del límite de la termoclina estacional (Jones, 1999; Gardner, comunicación personal).

En esta campaña la profundidad de arrastre fue entre los 50 y los 100 m, navegando a una velocidad de 8 nudos. Cada array consiste en dos líneas de elementos transductores que transmiten una señal de 11 kHz a babor y a 12 kHz a estribor del barco. Se genera un pulso en forma de abanico con un ángulo de 2.5º a cada lado del barco y en un plano perpendicular al avance. La señal recibida se amplifica y se digitaliza en el pez antes de ser transmitida al barco para su procesado. La resolución horizontal en el área de estudio (entre los 500 y 2000 m de profundidad) del mapa de reflectividad es de unos 20-50 m, y en el mapa batimétrico es de 25-100 m.

I.3.6. Sísmica de reflexión

I.3.6.A. Fundamentos

En Geología Marina la prospección sísmica es la metodología más común de trabajo en las campañas oceanográficas. Las técnicas utilizadas emplean los métodos sísmicos de reflexión, que toman como elemento de medida las ondas acústicas. Estas técnicas se basan en la emisión de breves impulsos elásticos en forma de pulsos acústicos desde un barco en movimiento, transmitiéndose por toda la columna de agua hasta que son reflejados al llegar al fondo marino y a las distintas capas que componen el subsuelo (McQuillin y Ardus, 1977; Mitchum et al., 1977a y b; Colantoni et al., 1981; Trabant, 1984; Dobrin, 1986).

Los ecos de retorno se recogen y registran (Leenhardt, 1972). Se repite el proceso de emisión de otro impulso en sentido longitudinal del soporte y a una distancia tal que no se superponga la traza con la anterior, pero que tampoco quede separada. Al recoger sucesivamente los ecos generados se va obteniendo el perfil sísmico (Fig. I.9) (Trabant, 1984; Ayala et al., 1985; Díaz del Río, 1989; Rey, 1990).

La reflexión de las ondas sísmicas depende de la impedancia acústica entre dos medios distintos siendo ésta el producto de la densidad del medio por la velocidad de propagación de la onda sonora en el medio definido. Para que se produzca una reflexión sísmica se tienen que cumplir dos condiciones: a) que exista algún contraste de impedancia acústica, y b) que la impedancia acústica persista lateralmente (Tipper, 1993). La diferencia de impedancia acústica entre dos medios determinados viene caracterizada por la expresión:

R = (Z2 – Z1)/(Z2 + Z1) = (D2C2 – D1Cl)/(D2C2+DlC1)

Figura I.9. Fundamentos operativos de la sísmica de reflexión (Tomado de Rey, 1990).

I. Introducción

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En dicha expresión Z representa la impedancia acústica, D la densidad del medio y C la velocidad de propagación de la onda. Una cosa a tener en cuenta es que estos reflectores no tienen por qué coincidir con conceptos geológicos (capas, estratos, etc.), pero suelen coincidir con discontinuidades físicas (Trabant, 1984).

Para poder calcular la profundidad a la que se encuentran los distintos substratos se toma el tiempo transcurrido entre la emisión y la recepción y la velocidad de propagación de las ondas sísmicas por el medio marino (1.500 m/s) y en el subsuelo (entorno a los 1.650-2000 m/s). Estas velocidades han sido utilizadas para el calado de los sondeos con los registros sísmicos, mientras que las cartografías de isobatas e isopacas se ha dejado en tiempo doble (ms).

Los sistemas sísmicos normalmente se presentan agrupados según sea la frecuencia de emisión y la naturaleza de la fuente acústica utilizadas. Estos factores a su vez condicionan la capacidad de penetración y resolución, dos propiedades fundamentales que tienen una relación inversa (Bouyé, 1983; Trabant, 1984):

1) Penetración. Es la profundidad máxima a la que puede detectarse un reflector. La penetración es función de la potencia y de la frecuencia de la señal acústica emitida, de forma que una menor frecuencia se corresponde con una mayor longitud de onda y una mayor penetración. El límite de penetración del sistema es alcanzado cuando no existe registro de energía reflejada. Este límite es función de la reflectividad del material y de la cantidad de interfases acústicas que tenga que atravesar el pulso, ya que en cada interfase la cantidad de energía que se transmite a la siguiente se ve disminuida en una cantidad igual a la que ha sido reflejada.

2) Resolución. Se define como la distancia mínima vertical necesaria que separa dos interfases para dar origen a una reflexión simple que pueda ser observada en una sección sísmica. Cuanto menor sea la longitud de onda, y por tanto mayor la frecuencia, mayor será la resolución vertical. Por otro lado, la resolución lateral viene determinada por el radio de la zona de Fresnel, que depende a su vez de la longitud de onda del pulso acústico y de la profundidad del reflector (Bertram y Milton, 1996).

Los sistemas sísmicos utilizados en este trabajo de investigación se divide en varios subsistemas:

a) Bancos capacitadores. Constan de una unidad de alimentación que suministra la corriente necesaria para la carga de los condensadores, y una unidad de disparo (Trigger) que posibilita la descarga de todo el sistema capacitador al recibir una señal del registrador. Estos bancos capacitadores se caracterizan por presentar la energía eléctrica almacenada en los condensadores que se descargará periódicamente a través de los electrodos.

b) Fuente acústica o emisor. Este subsistema produce el pulso acústico que se transmite por la columna de agua. El principio básico de funcionamiento consiste en la transformación de la energía eléctrica en energía acústica.

c) Receptor (Streamer). El receptor está compuesto por varios elementos pasivos denominados hidrófonos, y un amplificador previo, alojados en un elemento flexible de PVC y relleno de un líquido oleaginoso. La finalidad de este líquido es dotar al streamer de una flotabilidad positiva y crear un medio de impedancia acústica similar a la del agua salada. Los hidrófonos son unos elementos piezoeléctricos sensibles a las variaciones de presión en el agua, y reciben las ondas reflejadas en las distintas interfases del subsuelo.

Es importante que recojan el máximo de señales acústicas procedentes del subsuelo marino y el mínimo de “ruidos”. La seña recibida es filtrada por medio de un filtro de paso-banda para seleccionar el intervalo de frecuencias deseado, y es posteriormente enviada al registrador sísmico de precisión. El emisor y el receptor se remolcan separados y sumergidos a profundidades someras (normalmente a 0.5 metros). Por la popa del barco se suele arrastrar la fuente acústica, mientras


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A B

que por la otra banda de estribor separado de la estela del barco, y a una distancia mayor de la popa, se dispone el arrastre del hidrófono cercano a la superficie.

d) Registrador sísmico de precisión. Este subsistema se utiliza para el control de la señal de disparo, los programas, la recepción de la señal eléctrica del hidrófono, filtrada y amplificada, y para la elaboración del perfil sísmico a la escala de tiempo considerada. Además se pueden grabar todos los datos en cintas magnéticas por medio de un grabador DAT.

I.3.6.B. Características del sistema de alta resolución: Sparker

El presente trabajo de investigación se ha basado fundamentalmente en el estudio de perfiles sísmicos de alta resolución y media penetración obtenidos mediante el sistema Sparker de alta tensión (4.5 kilovoltios) (Fig. I.10.A).

Figura I.10. Sistema sísmico Sparker. A) Bancos capacitadores; B) Fuente acústica o sistema emisor: array de

electrodos. Es un sistema que utiliza bajas frecuencias y una alta energía en la fuente acústica. Se caracteriza por una penetración media de unos 1.5 km bajo el fondo marino, a profundidades de agua de 800 a 1000 m. La resolución que se puede obtener oscila entre 1.5 a 6 m utilizando un espectro de frecuencias que comprende desde los 100 a los 1000 Hz. Este sistema es de energía variable, con una energía del pulso de emisión que normalmente no supera los 24.000 Jul. (Ayala et al., 1985; Trabant, 1984). La fuente acústica en este caso se basa en la generación de una chispa a través de una descarga eléctrica producida por un sistema de “array” de electrodos (Fig. I.10.B). Esta chispa al ponerse en contacto con el fondo produce evaporación del agua circundante desarrollándose una burbuja que al contraerse y expandirse por la columna de agua genera una señal acústica (Trabant, 1984).

La burbuja se expande hasta que su presión es ampliamente superada por la presión hidrostática del agua de mar, interrumpiéndose el proceso por colapso de la misma. Se genera con esto una “pulsación de burbuja” que puede ser mayor en amplitud que el pulso inicial. Esta “pulsación de burbuja” se repite por varios ciclos hasta que su amplitud llega a ser imperceptible, o bien, la burbuja alcance la superficie del agua.

El tiempo que transcurre en este proceso, por lo general, corresponde a un intervalo de 30 ms desde el momento de la formación de la burbuja hasta el colapso final de la misma. El “ruido” producido durante este intervalo, generalmente oculta reflexiones de hasta 25 m en el subsuelo, siendo conocido como el “efecto burbuja”.

I. Introducción

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I.3.6.C. Características del sistema de alta resolución: Airgun

En este sistema sísmico la fuente sonora es un cañón de aire individual, que consiste en un sistema de dos tambores de alta presión conectados por un doble pistón (Fig. I.11).

Se produce un primer ciclo de carga de aire a alta presión (entorno los 2000 psi), el cual es introducido en un tambor superior y es obligado a pasar a través de un orificio del pistón hacia un tambor inferior.

Para disparar el cañón se produce un pulso eléctrico que abre la válvula produciendo así la liberación del aire a alta presión. Posteriormente, el pistón vuelve a su posición inicial y comienza de nuevo el ciclo de carga del cañón (Fig. I.11).

Durante unos pocos milisegundos, el aire a alta presión del tambor inferior es descargado al agua y la implosión producida al liberarse es la que produce una burbuja de aire comprimido que se expande y contrae y esto produce la energía necesaria para la generación del pulso sísmico. Desde el momento de la formación de la burbuja hasta el colapso final de la misma transcurre un intervalo de tiempo de 30 ms y el “ruido” producido durante este intervalo, generalmente oculta reflexiones de hasta 25 m en el subsuelo, siendo conocido como el “efecto burbuja”.

El tamaño de los cañones varía desde unos pocos centímetros cúbicos a unos miles de centímetros cúbicos, operando a presiones de 2000 y 4000 psi. El tamaño y presión utilizados condicionan la potencia de la energía generada y por tanto la penetración y resolución del registro. En la campaña GC.86-1 estudiada se emplean cañones de aire de 20 a 80 cl.

I.3.6.D. Características del sistema de muy alta resolución: TOPAS

El sistema TOPAS es un perfilador del fondo marino indicado para aplicaciones donde sea necesario una baja penetración y/o alta resolución (Fig. I.12). El sistema basado en la fuente paramétrica PS018 tiene los siguientes componentes: 1) Fuente acústica, PS018; 2) Consola de operación; 3) Unidades de almacenamiento masivo y periféricos.

Figura I.11. Ejemplo de un sistema sísmico compuesto de varios cañones de aire.


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El perfilador de fondos TOPAS está diseñado alrededor de una antena paramétrica, utilizando las características no lineales de propagación del medio (agua) que permiten la generación de señales de baja frecuencia utilizando un pulso de muy corta duración (burst) de una señal de alta frecuencia, o a partir de la intermodulación de dos señales de alta frecuencia (Jones, 1999).

Esta técnica permite la generación de un haz acústico muy estrecho a partir de un sensor relativamente pequeño; de esta forma se eliminan algunos inconvenientes clásicos en la generación de señales acústicas de baja frecuencia (lóbulos laterales, ringing).

También permite la estabilización electrónica de los haces, tanto en balanceo como en cabeceo. La señal recibida (eco) es amplificada, digitalizada, procesada y mostrada en tiempo real. Los principales pasos del procesado son: Filtrado paso-banda; Deconvolución (señales FM-Chirp); stacking; TVG (Time Variable Gain); Control automático de ganancia (AVC); Filtrado de oleaje y cálculo de atributos (fase, etc) (Fig. 1.12). Los parámetros de procesado pueden cambiarse en cualquier momento para mejorar en tiempo real la calidad de los datos adquiridos.

El sistema tiene dos modos básicos de operación:

1) Alta resolución. Este modo es típico para investigación de rutas de cable y de tuberías, donde se necesita información detallada de los sedimentos en los 10 primeros metros. Da buenos resultados entre 2000 y 4000m, a más profundidad la relación señal/ruido no es óptima. Se configura con pulsos individuales cortos (Ricker pulses), ya que tienen un buen comportamiento, de fase lineal y con un ancho de banda relativamente amplio.

2) Alta penetración. Este modo se utiliza para trabajar en aguas profundas o para casos en los que se necesita más penetración. Se basa en la transmisión de más energía, utilizando barridos lineales de frecuencia (chirp pulses).

I.3.6.E. Características del sistema de muy alta resolución: Perfilador de Fango (3.5 kHz)

Este tipo de equipo está diseñado para obtener registros de muy alta resolución (de 10 a 30 cm) y baja penetración (30-60 cm), utilizando un transmisor-receptor multifrecuencia que opera entre los 1-11 kHz (Bouyé, 1983; Trabant, 1984). También son denominados “perfilador de subfondos” (Ayala et al., 1985) (Fig. I.13.A).

Figura I.12. Sistema de sonda paramétrica TOPAS. Controlador de la señal y registro gráfico.

I. Introducción

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Suelen utilizarse para estudios de detalle con el fin de obtener una información de las capas de sedimentos más superficiales y por tanto proporcionar una valiosa información de la cobertera sedimentaria del fondo no consolidado. Normalmente se utilizan como complemento de otros equipos que trabajan con una frecuencia más baja (Geopulse o Sparker) y que proporcionan más información de zonas más profundas.

El sistema general está compuesto por varios subsistemas:

1) Transmisor y receptor, los cuales operan como módulos de control y modificación de la señal (longitud de pulso, cadencia de emisión, variación de la frecuencia y potencia de emisión) (Fig. I.13.A).

2) Transductor cerámico. Este dispositivo activo (emisor y receptor acústico) opera con varias cerámicas en paralelo instaladas en un dispositivo hidrodinámico (pez). Este sensor puede ir acoplado al casco del barco, aunque normalmente es arrastrado bien por un costado o por la popa del barco, con el fin de independizarlo de los movimientos y ruidos de este (Fig. I.13.B).

Este sistema podría ser considerado como una ecosonda muy sofisticada donde la emisión de la onda sónica se consigue mediante una fuente emisora de impulsos eléctricos y una fuente transductora sonora, que a la vez actúa como dispositivo de recepción de los impulsos sónicos reflejados (Fig. I.13.A). El principio operativo de este subsistema se basa en la transformación de un pulso eléctrico de corta duración, en una onda de presión simple en el agua generada por la vibración de una cerámica piezoeléctrica al ser excitada por el impulso eléctrico (Fig. I.13). Las características de la señal permiten obtener una penetración reducida y una resolución muy alta.

3) Registrador gráfico de precisión. Su misión consiste en: a) Enviar una señal de cero de disparo al transmisor; b) Conjugar el sincronismo de los tiempos de disparo y de recepción; c) Modificar el voltaje de la señal de recepción y d) Registrar gráficamente sobre papel las señales.

Figura I.13. A) Fundamentos de operación del sistema sísmico 3.5 kHz (Tomado de Rey, 1990); B) Transductor cerámico (pez) arrastrado por un costado del barco.

A B


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I.3.7. Métodos de muestreo

Se han utilizado varios sistemas de muestreo de sedimentos superficiales, como son: los testigos de gravedad, los testigos de caja o las dragas de arrastre. Para la realización de este trabajo de investigación se han estudiado en parte el registro sedimentario obtenido mediante la testificación por gravedad (Fig. I.14). Este método es uno de los más sencillos para la obtención de muestras de sedimento, no obstante el diseño puede variar dependiendo del objetivo que se pretenda. En general están formados por un cuerpo muy pesado (entorno a los 500 kg), al que va unido una lanza de longitud variable.

En las Campañas Oceanográficas se utilizó un peso de 600 kg y una longitud de la lanza de 3 m. La longitud de esta lanza determina la longitud máxima que pueda alcanzar el testigo.

La lanza está compuesta de un cilindro hueco en el que va introducido un tubo de PVC cortado de igual longitud. Una vez colocado el tubo de PVC dentro de la lanza se coloca en el extremo un dispositivo denominado esfinter (core catcher) que evitará la pérdida de la muestra en el momento de la extracción. A continuación se coloca una cabeza o boca (core head), que cierra la lanza. Esta pieza está afilada y es de mayor grosor que la lanza.

Todo este conjunto se suspende de un torno o grúa por medio de un cable fijado a la parte superior del cuerpo pesado (Fig. I.14). El testigo se lleva a la superficie del agua y se va bajando hasta una profundidad de unos 50 m sobre el fondo marino. Desde ese punto alcanzado se deja caer por gravedad hasta que es clavado en el sedimento. A continuación se realiza la subida del sacatestigo a cubierta (Fig. I.14). Los testigos de gravedad son fáciles de usar para la toma de muestras de unos pocos de metros del fondo marino. En general el registro obtenido es muy representativo de la sedimentación superficial ya que presenta pocas alteraciones del mismo.

Se emplea normalmente para la extracción de materiales no consolidados, de naturaleza fangosa. Si se emplea en materiales arenosos se dificulta la operación, ya que la lanza tiene más dificultades para penetrar, y puede rebotar, sin poder obtenerse apenas unos centímetros de sedimento. Además si se obtienen muestras arenosas pueden dificultar la posterior retirada del PVC de la lanza, ya que podría quedarse obturado dentro de la lanza. Sin embargo, el método está sujeto a dos errores principales: a) Compactación del sedimento que varía de un 10% en arenas hasta un 40% en fangos; b) Posibles pérdidas de muestra como consecuencia de la obturación de éstas en la lanza y c) Posibles repeticiones en la penetración del testigo debidas a oscilaciones verticales del cable del barco.

Además hay que tener en cuenta que se puede producir la pérdida del testigo por fallo mecánico o por quedarse atrapado en el sedimento.

Figura I.14. Ejemplos de muestreo con un testigo de gravedad de 3 m de longitud.

I. Introducción

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I.3.8. Análisis e interpretación de los datos

I.3.8.A. Análisis morfológico

1) Determinación de los rasgos morfológicos. A partir del análisis de los perfiles sísmicos y del estudio en detalle de los datos batimétricos de Heezen y Johnson (1969) y del mosaico de multihaz obtenido con el proyecto TASYO, se ha realizado una cartografía de los rasgos morfológicos principales (erosivos, gravitacionales como deposicionales) del talud del Golfo de Cádiz.

Asimismo, se han realizado e interpretado modelos digitales de elevación del fondo, que facilitan la localización de relieves, depresiones y otras morfologías relevantes. Esta cartografía ha permitido tener una visión global del sistema deposicional actual y poder extrapolar estas condiciones y procesos a etapas no actuales en el desarrollo de secuencias deposicionales más antiguas.

El estudio de los sistemas morfodeposicionales permite analizar el proceso generador de los sistemas submarinos (gravitacional, corrientes de turbidez, corrientes de contorno) así como la magnitud de la masa sedimentaria transportada transversal o longitudinalmente al talud. Además ha permitido conocer en detalle algunas alineaciones de cañones submarinos y su funcionalidad como vías de transporte sedimentario, así como la dirección y encajamiento de las diferentes ramas de la corriente Mediterránea desde su salida por el Estrecho de Gibraltar.

2) Criterios de tipificación de los depósitos contorníticos y asociados. La tipificación de los depósitos contorníticos se ha realizado considerando criterios sísmicos, estratigráficos, morfológicos y redimentológicos.

Esta tipificación se ha basado en las clasificaciones que otros autores han realizado sobre los depósitos contorníticos (McCave y Thucholke, 1986; Faugères et al., 1993; Faugères et al., 1999) especialmente basándose en la descripción de los dos principales grupos diferenciados por estos autores: A) Depósitos laminares (sheeted drifts); B) Depósitos monticulares (mounded drift). En este último grupo caben destacar los depósitos clasificados como cuerpos gigantes elongados (giant elongated drifts) de los cuales los más desarrollados en el Golfo de Cádiz son los clasificados como depósitos separados (separated drift) aunque también se han descrito dentro del grupo de los depósitos monticulares los de tipo adosado (plastered drift) y los depósitos aislados (detached drift). Se ha considerado además un tipo de depósito contornítico mixto el cual está compuesto de unidades típicas de depósitos elongados separados con intercalaciones de depósitos tipo laminares.

Para la tipificación de los canales contorníticos este estudio se ha basado en la caracterización realizada por García, (2002) cuya clasificación se centra tanto en características fisiográficas así como en función de su origen. Estos canales se caracterizan por desarrollarse de forma paralela al margen continental y presentar morfologías muy variables (Carter, 1988; Alonso y Ercilla, 2000) así como por deber su origen generalmente a un condicionante tectónico (Alonso y Maldonado, 1988).

Por otro lado se han considerado como fosas aquellos rasgos morfológicos que tienen una implicación genética relacionada con los depósitos contorníticos de drifts elongados separados (Faugères et al., 1999).

Los valles marginales sin embargo han sido clasificados basándose en la nomenclatura de Kennet (1982) y Davies y Laughton, (1972) y cuya cartografía ha sido realizada recientemente por García, (2002). Estos autores consideran como valle marginal aquel rasgo erosivo que se origina alrededor de relieves topográficos preexistentes.

En cuanto a los surcos erosivos (furrows) su clasificación se ha basado en la definición de Kennet (1982), el cual los define como aquellas estructuras que se extienden de forma paralela a la corriente que los origina, aunque pueden curvarse adaptándose a la topografía. Se ha tomado para la


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realización de este trabajo de investigación la cartografía de surcos erosivos realizada recientemente por García, (2002).

I.3.8.B. Análisis de Estratigrafía Sísmica

1) Análisis de Estratigrafía Sísmica.

La Estratigrafía Sísmica de alta resolución es la “disciplina que pretende la interpretación y la modelización estratigráfica de las facies sedimentarias y su Historia Geológica a partir de datos de sísmica de reflexión y en relación con cambios globales y al nivel de cuenca” (Cross y Lessenger, 1988). Esta disciplina tiene como base que las reflexiones sísmicas se asemejan a las superficies de estratificación y a las discontinuidades estratigráficas, y de esta forma se aproximan a las líneas de tiempo que separan rocas más antiguas de otras más recientes (Fig. I.15).

Una sección sísmica puede suministrar información cronoestratigráfica y litoestratigráfica derivada de las características de las reflexiones en relación con los contrastes de impedancia (Myers y Milton, 1996).

Además la interpretación sísmica permite realizar correlaciones en tiempo geológico, definir unidades deposicionales genéticas, estimar el espesor y ambiente deposicional de las unidades genéticas, la paleobatimetría y paleotopografía, la paleogeografía y la historia geológica (Vail y Mitchum, 1977). Este análisis de estratigrafía sísmica se realiza en tres etapas (Fig. I.15) (Payton, 1977; Mitchum y Vail, 1977; Vail y Mitchum, 1977; Vai, et al., 1977 a y b, 1984; Mitchum et al., 1977 a y b; Vera, 1994):

—Determinación de secuencias sísmicas o secuencias deposicionales. Consiste en la subdivisión de la sección sísmica en conjuntos de depósitos limitados por superficies de discontinuidad, que comprende grupos de reflexiones más o menos concordantes y de características similares (Fig. I.15). Estos límites son correlacionados a través de toda la malla sísmica de la cuenca sedimentaria y permiten subdividir el relleno sedimentario en secuencias deposicionales.

—Análisis de facies sísmicas. Este análisis se divide a su vez en dos etapas: a) Análisis del carácter de la reflexión; b) Análisis de la terminación de los reflectores, configuración sísmica y geometría externa (Fig. I.15).

—Determinación de los cambios del nivel del mar. Esta última etapa permite la construcción de cartas de correlación cronoestratigráfica y de ciclos relativos del nivel del mar sobre una cuenca y su comparación a escala global. Al comparar las curvas regionales y globales las posibles diferencias serían indicativas de la existencia de procesos de estructuración local o global.

2) Criterios de nomenclatura y tipificación de las discontinuidades y unidades estratigráficas.

En el presente trabajo de investigación se ha llevado a cabo el análisis de Estratigrafía Sísmica a tres escalas diferentes de menor a mayor resolución (Cuaternario, Pleistoceno superior y Holoceno) a partir de la interpretación, calado y correlación de los perfiles sísmicos de alta o muy alta resolución, pudiéndose definir una serie de discontinuidades sísmicas significativas de mayor o menor importancia relativa respectivamente, con extensión regional, y que constituyen los límites de las principales unidades sísmicas del área de estudio, siendo la zona SE del área de estudio la menos estudiada por falta de correlación de los perfiles sísmicos.

A partir del análisis de la sísmica de media-alta resolución mediante el sistema Sparker, dentro de los depósitos contorníticos se han diferenciado las grandes unidades sísmicas (escala de baja y media resolución) determinadas por unos límites de carácter erosivo, una extensión de carácter regional, y unas facies sísmicas características. Se ha observado que estas grandes unidades están compuestas por unidades menores (escala de alta resolución) limitadas también por superficies erosivas.

I. Introducción

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Figura I.15. A) Relaciones de los estratos con los límites superior e inferior de una secuencia deposicional; B) Principales tipos de configuraciones internas de las unidades sísmicas; C) Principales tipos de formas externas

(Tomado de Mitchum et al., 1977).

A su vez, a partir del análisis de perfiles obtenidos mediante el sistema de sísmica de muy alta resolución mediante el sistema TOPAS, se ha observado que la unidad más reciente diferenciada con la sísmica Sparker, está compuesta de varias unidades menores (escala de muy alta resolución).

Todas estas unidades se han podido seguir a lo largo de la malla sísmica del talud medio permitiendo la

A

B

C


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cartografía de las unidades en los distintos tipos de depósitos contorníticos, incluso donde las discontinuidades no son tan claras.

Las primeras unidades sísmicas descritas son de baja resolución (escala de Cuaternario) y han sido nombradas de base a techo con la letra Q y el número romano I para la más antigua y el II para la más reciente. Las discontinuidades que las limitan se han nombrado desde la más antigua a la más reciente como: QD, MPR y la actual superficie del fondo marino.

Las unidades de media resolución han sido nombradas con la letra Q y un número creciente comenzando por el 1 para la unidad más antigua y el número 4 para la unidad más reciente. Así mismo las discontinuidades limitantes se han nombrado desde la más antigua a la más reciente como: QD, MIS40, MPR, MIS 12, superficie del fondo actual, respectivamente.

Las unidades de alta resolución se han nombrado con una letra mayúscula que va desde la unidad más antigua A, hasta la más reciente H, y las superficies de erosión que las delimitan son nombradas como: QD, MIS 48, MIS 40, MIS 32, MPR, MIS 16, MIS 12, MIS 6 y la actual superficie del fondo. Dentro de estas últimas unidades sísmicas se han diferenciado unidades menores de alta resolución que han sido nombradas asignándoles a la letra de la unidad que la compone un número ascendente de base a techo. Por ejemplo dentro de la unidad sísmica E las unidades menores diferenciadas se nombran E1, E2, E3, etc.

Dentro la unidad sísmica más reciente H se han diferenciado unidades sísmicas menores de muy alta resolución que han sido nombradas con una letra minúscula que va desde la a para la unidad más antigua hasta la unidad d para la más reciente. Estas unidades menores a su vez están compuestas de subunidades que se nombran con la letra de la subunidad que la compone y un número ascendente desde la más reciente a la antigua.

3) Elaboración de mapas de isobatas e isopacas.

Una vez establecidas las unidades sísmicas, el paso siguiente ha estado centrado en la elaboración de cartografías: a) de la distribución de profundidades de los límites de las unidades sísmicas; b) de la distribución de los espesores de las distintas unidades sísmicas.

Estas cartografías se han realizado midiendo la profundidad en milisegundos de las discontinuidades, para la elaboración de los mapas de isobatas, y en segundo lugar para realizar los mapas de isopacas se ha medido el espesor a partir de la resta de dichos los valores de profundidad de las discontinuidades superior e inferior, obteniéndose el espesor de la unidad sísmica en dicho punto en milisegundos. Las distintas medidas se han realizado en puntos equiespaciados, excepto cuando presentaban una gran complejidad y un carácter irregular, en cuyo caso las medidas efectuadas han sido mucho más cercanas.

Los valores obtenidos se han almacenado en el programa Excel de Microsoft y las cartografías de las discontinuidades y de los espesores de las unidades sísmicas de extensión regional se han realizado en tiempo doble, utilizando el programa de interpolación Surfer.

4) Análisis cronoestratigráfico y litológico.

a) Se ha llevado a cabo el calado de los sondeos petrolíferos con la sísmica Sparker, lo cual ha permitido encuadrar las unidades de menor resolución dentro del Cuaternario y definir su litología.

b) El procedimiento para encuadrar las discontinuidades principales (QD, MPR, MIS 12) descritas en los perfiles sísmicos de Sparker se ha basado en el cruce de varios de estos perfiles con aquellas líneas de multicanal de Repsol de dirección N-S y E-O las cuales pasan o están próximas a los sondeos E1, C1 y G1 (Fig. I.16.A).

I. Introducción

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c) De la misma manera se ha realizado el calado de los Sonic logs de dichos sondeos de Repsol para identificar cambios bruscos en su traza y que se pueden correlacionar con las discontinuidades mayores descritas en los perfiles sísmicos (Fig. I.16.B). En estos sondeos se han diferenciado tres eventos paleontológicos importantes que se corresponden en edad con el comienzo del Cuaternario QD, el Pleistoceno medio, y el estadio isotópico 12 (Fig. I.16.C). Los doctores Francisco Sierro y Abel Flores, de la Facultad de Geológicas de la Universidad de Salamanca (Departamento de Geología) realizaron un análisis paleontológico especialmente para este trabajo de investigación, basado en el análisis de nanofósiles calcáreos (NC) a partir de muestras seleccionadas de dichos sondeos. Los eventos empleados para la aproximación a una edad absoluta son “primeros registros”, “últimos registros” y “acmés” (intervalos de máxima abundancia), siguiendo las propuestas de calibrado de Thierstein et al. (1977), Wei (1993), Raffi et al. (1993) y Raffi y Flores (1995). En todos los casos han de tomarse con ciertas reservas dado el pequeño tamaño de los NC y la facilidad para su retrabajado, y, en ocasiones, contaminación de muestras, dado el carácter de la técnica de perforación. El paso de tiempo doble a profundidades y viceversa se ha llevado a cabo utilizando una tabla de velocidades, tiempo sísmico y profundidad en metros proporcionada en los informes de Repsol para los sondeos utilizados en este trabajo de investigación (Fig. I.16.D).

Figura I.16. A) Localización de los perfiles sísmicos y Multicanal utilizados para el calado de los sondeos de Repsol; B) Ejemplo de Sonic Log del sondeo E1; C) Ejemplo de Eventos paleontológicos diferenciados en el análisis de muestras realizados por Abel Flores y Francisco Sierro en el Sondeo E1, indicándose la edad y profundidad que tuvieron lugar durante el Cuaternario; D) Tabla de velocidades, tiempo sísmico y profundidades del sondeo E1.


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d) Este encuadre cronoestratigráfico se ha visto apoyado por la correlación de las unidades diferenciadas en este trabajo con las unidades descritas y datadas por otros autores en el margen continental del Golfo de Cádiz.

e) Se ha realizado un estudio de la tasa de sedimentación tomando los valores de espesor de los depocentros más importantes, pasando el tiempo a metros utilizando para ello una velocidad media que dependerá de la edad del depósito, y dividendo el espesor en metros por la edad estimada para cada unidad según el encuadre cronoestratigráfico anteriormente realizado.

f) Se ha realizado el encuadre de las unidades más recientes de mayor resolución identificadas en la sísmica TOPAS dentro del Pleistoceno superior mediante el calado de los testigos de gravedad de 20 m en los perfiles sísmicos y los datos de dataciones existentes en el marco del proyecto IMAGES. Se realizaron medidas del tamaño de grano, de susceptibilidad magnética, de porosidad, de carbonatos, de carbono orgánico, del color, y de la fracción hierro/calcio, de las cuales se han utilizado especialmente la litología, así como las edades obtenidas de las dataciones de los MD36 y MD41 realizadas por el Centro Oceanográfico de Geomar (Kiel-Alemania). Estas dataciones se han basado en medidas de isótopos estables de oxígeno y de carbono en foraminíferos planctónicos.

g) Por último se ha realizado una correlación de los testigos de gravedad de 3 m (campañas Anastasya) con los de 20 m (proyecto IMAGES), para encuadrar dentro del Holoceno las subunidades más recientes diferenciadas en la unidad del Pleistoceno superior. En los testigos de gravedad Anas se han realizado descripciones visuales, fotografías y muestreos de los mismos, así como dataciones de dos de los testigos, análisis realizados especialmente para este trabajo de investigación en el Laboratorio de Kiel, y que se han basado en medidas de radiocarbono, permitiendo encuadrar las subunidades más recientes d2 y b2.

5) Análisis de la arquitectura estratigráfica y de la ciclicidad. Dentro del análisis de estratigrafía sísmica, se realiza un estudio de la arquitectura estratigráfica teniendo en cuenta la disposición de las distintas unidades sísmicas diferenciadas (a mayor y menor escala) dentro de los distintos tipos depósitos contorníticos diferenciados en el talud continental del Golfo de Cádiz. Asimismo se tiene en cuenta para finalizar la parte del estudio de datos sísmicos, el análisis de la ciclicidad observada dentro de los distintos tipos de depósitos contorníticos, teniendo en cuenta las facies contorníticas que tienen una representación cíclica en las unidades sísmicas descritas en el talud medio del Golfo de Cádiz.

I.3.8.C. Rasgos morfoestructurales

1) Análisis de las estructuras geológicas.

Para llevar a cabo la identificación de las principales estructuras tectónicas recientes y antiguas existentes en el Golfo de Cádiz, se han determinado los principales elementos morfoestructurales del margen continental. Este primer paso se ha realizado mediante el Análisis morfológico de los rasgos de origen tectónico. Este estudio se ha realizado a partir de: a) las expresiones batimétricas que estas estructuras producen en el fondo marino y b) a partir de los registros sísmicos. El análisis sísmico ha permitido identificar estructuras aflorantes o no, con expresión batimétrica o no, así como estructuras antiguas o recientes.

2) Relación Tectónica-Sedimentación.

Una vez cartografiadas las distintas estructuras geológicas, se ha realizado un estudio de cómo afectan y han afectado a las secuencias deposicionales descritas en el área de estudio. Se ha llevado a cabo un análisis de las discontinuidades y unidades sísmicas determinadas en los perfiles sísmicos y el efecto que

I. Introducción

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estas estructuras tectónicas ejercen sobre ellas, apoyando dicho análisis en los patrones de apilamiento y los cambios en la distribución de dichas unidades sísmicas. Además se ha tenido en cuenta que el efecto tectónico puede conducir al levantamiento de ciertas áreas, el cual causa una disminución de la acomodación y en su conjunto produce un descenso del nivel del mar (Ercilla et al., 1994). Por el contrario, el efecto de la subsidencia produce un ascenso relativo del nivel del mar con el consiguiente incremento del espacio de acomodación.

I.3.8.D. Modelo de Estratigrafía Secuencial

Para el análisis secuencial se han seguido los siguientes pasos:

—Límites y secuencias deposicionales. Los límites y secuencias deposicionales descritas dentro de los depósitos contorníticos del talud medio del Golfo de Cádiz se han definido siguiendo los conceptos de la Estratigrafía Secuencial. Este es un método sintético desarrollado a finales de los años 70 y a lo largo de los 80, por Vail y colaboradores (Payton, 1977; Vail et al., 1977 a y b, 1991; Vail, 1987; Haq et al., 1987; Van Wagoner et al., 1988; Mitchum y Van Wagoner 1991; Posamentier y Allen, 1993; Posamentier y Weimer, 1993; Christie-Blick y Driscoll, 1995; Emery y Myers, 1996) que se define como “el estudio de las relaciones entre rocas dentro de una estructura cronoestratigráfica de estratos repetitivos y genéticamente relacionados y limitados por superficies de erosión o no sedimentación, o sus conformidades correlativas, representan una extensión del principio básico de la Estratigrafía Sísmica aplicado a datos sísmicos verticales en 2D, a datos de diagrafías, sondeos y de afloramientos” (Fig. I.17).

Figura I.17. Conceptos básicos de la secuencia deposicional. A) Sección estratigráfica generalizada de una secuencia; B) Sección cronoestratigráfica generalizada de una secuencia (Tomado de Mitchum et al., 1977a).


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—Cortejos sedimentarios. Una secuencia deposicional está compuesta por una sucesión de cortejos sedimentarios que se depositan entre los puntos de inflexión del descenso eustático (Posamentier y Vail, 1988; Van Wagoner et al., 1988). Los cortejos sedimentarios están formados por la “unión de sistemas deposicionales contemporáneos bajo una mismas condiciones de nivel del mar”, definiéndose los sistemas deposicionales como conjuntos tridimensionales de litofacies, de forma que los cortejos representan el producto sedimentario registrado en el margen continental y en la cuenca oceánica en cada una de los tramos que componen un ciclo completo de cambio del nivel del mar (Brown y Fisher, 1977). Tomando como base el análisis de Estratigrafía Sísmica se ha realizado el análisis de Estratigrafía Secuencial de manera que las unidades sísmicas identificadas en los depósitos contorníticos han sido atribuidas a cortejos sedimentarios que determinan la existencia de secuencias deposicionales.

—Criterios adoptados en el Análisis Secuencial de los depósitos contorníticos. Los criterios para la realización de este análisis secuencial han sido los siguientes: a) correlación de los cambios en la arquitectura estratigráfica de los depósitos contorníticos con cambios climáticos; b) correlación de las secuencias deposicionales determinadas en la plataforma-talud superior con las descritas en el talud medio; c) correlación de las secuencias deposicionales con los ciclos asimétricos de 3er y 4º orden; d) correlación de las discontinuidades erosivas que delimitan las secuencias deposicionales con bajadas importantes del nivel del mar; y e) correlación de los cambios verticales de las facies sísmicas con los diferentes tramos de un ciclo de cambio del nivel del mar.

I.3.8.E. Evolución de los sistemas contorníticos: Reconstrucción paleogeográfica y paleoceanográfica

Finalmente se ha realizado la reconstrucción geográfica, paleoceanográfica y la evolución de los sistemas contorníticos desde el Cuaternario hasta la actualidad, a partir del establecimiento de un marco de referencia cronoestratigráfico para las secuencias deposicionales identificadas en el talud continental del Golfo de Cádiz.

Esta evolución ha sido realizada integrando además de la información geológica, las características oceanográficas y paleoceanográficas del margen continental suministrada por el estudio realizado en este trabajo de investigación así como a partir de la información aportada por otros autores.

El estudio de la evolución del sistema contornítico se ha dividido en las tres escalas en las que este trabajo de investigación se ha ido centrando: Cuaternario, Pleistoceno superior y Holoceno. En cada escala se realizará una visión global del desarrollo de los diferentes tipos de depósitos teniendo presente tanto los cambios del nivel del mar, así como las condiciones oceanográficas como tectónicas las cuales a su vez están vinculadas al aporte de sedimento, topografía del fondo, a la capa nefeloide, entre otos.

I.4. GEOLOGÍA DEL MARGEN CONTINENTAL

I.4.1. Localización geológica

Desde el punto de vista geológico, el Golfo de Cádiz se localiza en el límite oriental de la líneación Azores-Gibraltar (Fig. I.18), que representa el límite actual entre las placas africana y eurasiática (Sartori et al., 1994). En la actualidad, estas placas presentan en este sector una dirección de convergencia NNO a NO (Argus et al., 1989), con una tasa de movimiento de 2 a 4 mm a-1 (DeMets et al., 1990; Westaway, 1990). En este contexto, al oeste del Banco de Gorringe la convergencia es sustituida por un movimiento transcurrente en la falla de Gloria (Vázquez y Vegas, 2000) (Fig. I.18).

I. Introducción

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El Golfo de Cádiz es un área compleja caracterizada por la presencia de diferentes dominios estructurales estrechamente relacionados con la evolución tectónica del límite de placas entre Eurasia y África (Maldonado, 1992; Maldonado et al., 1999) (Figs. I.18 y I.19).

Figura I.18. Situación en profundidad (bajo los terrenos alóctonos del extraídos del Arco de Gibraltar) del límite de placas África - Eurasia (Iberia). GO: Banco de Gorringe; GU: Banco del Guadalquivir; HA: Arco de la Herradura;

JO: Monte submarino de Josephine; SV: Promontorio del Cabo de San Vicente; WAS: Zona de Subducción de Alborán Occidental. Las flechas en negro indican la dirección y la tasa de convergencia África - Eurasia, a lo largo

de este segmento del límite de placas principal, según DeMets et al. (1990) y Westaway (1990) (Tomado de Vázquez y Vegas, 2000).

El área estudiada queda enmarcada fundamentalmente por tres de estos dominios: la parte marina de la cuenca del Guadalquivir, el margen continental suribérico al N y la zona externa de las Béticas al E.

1) Margen del Guadalquivir se localiza en la zona central del área de estudio. Es la continuación submarina de la Cuenca del Guadalquivir (Fig. I.19). En el talud medio de este sector del margen se localiza un alto estructural de dirección ENE-OSO, constituido por un afloramiento del basamento Hercínico, denominado Banco del Guadalquivir (Fig. I.18) que marca el límite septentrional de este dominio.

En el talud se observa la existencia de una serie de dorsales asociadas a deformaciones diapíricas relacionadas con depósitos margosos de edad Triásica y Miocena. Parte de la Unidad Alóctona del Guadalquivir u Olistostroma se localiza en este dominio (Fig. I.19).

2) Margen Continental Suribérico se sitúa frente a las costas de Huelva y del Algarve, constituyendo el límite NO del margen. Se encuentra sobre un antiguo margen pasivo estructurado en el mesozoico y reactivado por movimientos alpinos (Fig. I.19) (Mougenot, 1988, Kullberg et al., 1992; Terrinha y Ribeiro, 1995; Terrinha, 1998). Esta región constituye un margen abrupto donde las características estructurales condicionan la morfología del margen y la localización y desarrollo de los cañones submarinos (Baldy et al., 1977).

3) Margen del dominio Bético. Está localizado en la parte oriental del Golfo de Cádiz. Está constituido por la extensión en el margen continental del Complejo de los Flysh, las unidades Subbéticas y la Unidad Alóctona del Guadalquivir u Olistostroma (Fig. I.19). Esta región está también muy afectada por procesos de diapirismo (Flinch et al., 1996; Fernández et al., 1998; Somoza et al., 1999; Fernández-Puga et al., 2000) y neotectónica (Vázquez et al., 1998, 1999; Rodero, 1999; IGME, en prensa).

-16.00 -14.00 -12.00 -10.00 -8.00 -6.00 -4.00 -2.00 0.00 2.00 4.0034.00

36. 0

38.00

2 mm/a 4 mm/a

GO SVGU

WAS

EURASIA

ALBORÁN

ÁFRICA

B

HA

JO


28

I.4.2. Fisiografía

El margen continental Ibérico del Golfo de Cádiz presenta una orientación general NO-SE y una batimetría bastante irregular (Fig. I.20) (Heezen y Johnson, 1969).

El sector central del margen se encuentra especialmente accidentado y se caracteriza por una morfología convexa cruzada por surcos y dorsales estructurales con dirección NE-SO (Maldonado, 1992) así como canales y cañones submarinos, que le hacen tener una fisiografía compleja (Fig. I.21). Todo ello es consecuencia de la estrecha relación existente entre la morfología, la neotectónica, el diapirismo y el régimen de circulación de masas de agua (Maldonado y Nelson, 1999).

Según las características fisiográficas y batimétricas del margen continental del Golfo de Cádiz, se pueden diferenciar los siguientes dominios desde la zona más somera hasta las áreas profundas (Figs. I.20 y I.21) (Baraza y Nelson, 1992; Nelson et al., 1993; Lobo, 1995, 2000):

1) Plataforma continental. Este dominio fisiográfico constituye el tránsito entre las zonas someras infralitorales hasta el borde de plataforma (Figs. I.20 y I.21). El límite más proximal se encuentra por debajo del nivel de base del oleaje en épocas de tormentas marinas profundas y el distal se encuentra hasta los 100-150 m de profundidad. Se caracteriza por presentar una pendiente generalmente suave (0.25º), aunque es más escarpada y con pendientes variables (entre 0.32º) frente a la desembocadura del río Guadiana y la zona de Albufeira, y frente al Cabo de Santa María (1.27º) (Baldy et al., 1977; Lobo,

Figura I.19. Esquema geológico simplificado del Golfo de Cádiz y áreas adyacentes. Leyenda: 1) Macizo hercínico; 2) Zonas Internas Bético-Rifeñas; 3) Complejo de Dorsal; 4) Unidades del Flysch; 5) Unidades Meso

e Intrarifeñas; 6) Unidades Prerifeñas; 7) Zonas Externas Béticas; 8) Paleomárgenes mesozoicos de Iberia-Africa; 9) Unidades olitostrómicas del Guadalquivir; 10) Cuencas Neógenas; 11) Frente olistostrómico.

Batimetría en metros (Tomado de Rodero, 1999).

I. Introducción

29

1995, 2000). La anchura de la plataforma es más o menos constante (30 km), reduciéndose en dirección al margen portugués (17 km) y con valores mínimos de tan sólo 5 km frente a Faro y hacia el Estrecho de Gibraltar (10 km) (Heezen y Johnson, 1969; Malod, 1982; Rey y Medialdea, 1989).

2) Borde de la plataforma. Representa el tránsito entre las pendientes suaves de la plataforma y los perfiles más abruptos del talud, localizándose entre los 100-150 m de profundidad. Este dominio va desde la plataforma hasta el talud continental con un máximo de 7 km de anchura y una pendiente media de unos 1.5º. Presenta un borde suave y progradante, con perfil convexo y ondulado, aunque frente a la plataforma de Faro y al sur del Cabo de Trafalgar aparece como un borde abrupto (Lobo, 1995, 2000; Roque, 1998) (Figs. I.20 y I.21). La profundidad del borde de plataforma decrece desde la zona occidental hacia la oriental, desde los 120 m en la zona entre Cabo de San Vicente y Albufeira, hasta valores mínimos de 100 m en la zona frente a las costas de Faro. A partir de aquí vuelve a aumentar hasta los 140-150 m frente al río Guadiana, y disminuye de nuevo hacia el E, hasta alcanzar los 100 m en la zona cercana al Estrecho de Gibraltar (Lobo, 1995, 2000).

3) Talud continental. El talud es el dominio que presenta una mayor extensión en el Golfo de Cádiz, desde el borde de plataforma hasta el dominio de la cuenca oceánica, a más de 4.000 m (Figs. I.20 y I.21). Presenta un relieve muy irregular, y la transición con el ascenso continental es suave, excepto en el margen meridional entre el Cabo de Trafalgar y el Estrecho de Gibraltar (Maldonado y Nelson, 1988).

En función del gradiente de pendiente y de los rasgos fisiográficos, se pueden distinguir tres subdominios dentro del dominio del talud continental (Figs. I.20 y I.21) (Baraza y Nelson, 1992; Nelson et al., 1993;Díaz del Río et al., 2000 a y b; Hernández-Molina et al., 2003):

Figura I.20. Mapa batimétrico del Golfo de Cádiz de Heezen y Johnson (1969) y con isobatas cada 100 m de profundidad. Se indican los dominios fisiográficos diferenciados en el margen continental.


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Figura I.21. Modelo digital de los fondos del Golfo de Cádiz con los dominios fisiográficos

(Modificado de Díaz del Río et al. 2000 a)

a) Talud Superior. Se localiza entre los 130-400 m de profundidad, presentando una pendiente que varía entre 1º y 3º y una anchura media de 10 km que puede llegar a alcanzar valores máximos de 20 km en zonas locales (Baraza y Nelson, 1992; Nelson et al., 1993).

b) Talud Medio. Este subdominio se desarrolla entre los 400 y 1200 m de profundidad, con una gran extensión máxima de 40 km y un gradiente de profundidad muy suave entre 0.5º y 1º (Roberts, 1980). Dentro del talud medio se distinguen varios sectores (Baraza y Nelson, 1992; Nelson et al., 1993):

—Sector entre el Estrecho de Gibraltar y Cádiz. En este sector el talud medio tiene una anchura máxima de 60 km, pendientes menores a 1º y se caracteriza por presentar surcos erosivos y formas de fondo como campos de dunas de arena, relacionados con la actividad de las corrientes de fondo (Baraza y Nelson, 1992; Nelson et al., 1993).

—Sector entre Cádiz y Faro: En este sector la anchura máxima es de 100 km, y la pendiente media es de 0.45º. Destaca la presencia de crestas morfológicas de dirección NE-SO así como una alto estructural denominado Banco del Guadalquivir, y el encajamiento de fosas, canales contorníticos, valles y surcos (Baraza y Nelson, 1992; Nelson et al., 1993; García, 2002).

—Sector entre Faro y el Cabo de San Vicente: En este sector el talud medio se hace más estrecho con una anchura media de 30 km, llegando hasta profundidades entorno a 900 m, y presentando una pendiente media de 1º. Este sector se caracteriza por estar surcado por importantes cañones submarinos como los Cañones de Portimao, Lagos, Sagres y San Vicente, perpendiculares al margen y relacionados con estructuras tectónicas (Baraza y Nelson, 1992; Nelson et al., 1993).

c) Talud Inferior. Se trata de una zona con una anchura máxima de 50 km que se localiza entre los 1200 y 2000 m de profundidad presentando una pendiente que varía entre 2º y 4º. El gradiente de profundidad hacia la cuenca es muy regular, excepto en la zona surcada por los cañones submarinos (Heezen y Johnson, 1969).

I. Introducción

31

4) Ascenso continental. El ascenso continental se sitúa entre los 2000 y 4000 m de profundidad. Hacia el NO la anchura varía entre los 50 y 60 km y unas pendientes elevadas (entorno a 2º), y hacia la zona SE la anchura aumenta oscilando entre 50 y 100 km, y las pendientes se hacen menores, variando entre los 1.15 y 1.5º (Heezen y Johnson, 1969).

5) Cuenca oceánica. La cuenca oceánica se encuentra a profundidades mayores a los 4000 m. Las llanuras abisales del Sena y de la Herradura, de orientación OSO-ENE son las más cercanas, y están separadas entre sí por el Banco de Ampere, y limitadas hacia el N por el Banco de Gorringe que los separa de la llanura abisal del Tajo (Melières, 1974).

I.4.3. Estratigrafía

La caracterización estratigráfica del margen continental ha sido llevada a cabo por diferentes autores (Fig. I.22) (Baldy, 1977; Baldy et al., 1977; Mougenot et al., 1979; Malod, 1982; Mougenot, 1988; Somoza et al., 1997; Maldonado et al., 1999; Rodero, 1999; Lobo, 2000; Hernández-Molina et al., 2000; Llave et al., 2001; Hernández-Molina et al., 2002).

De modo sintético, el relleno sedimentario alcanza un espesor variable entre 7 y 11 km y está formado por materiales hercínicos de la Zona Sudportuguesa y mesozoicos-cenozoicos. Estos últimos constituyen además la cobertera emergida del zócalo hercínico en el Algarve portugués y el orógeno Bético-Rifeño (Medialdea et al., 1986; Mougenot, 1988; González, 1996).

I.4.3.A. Paleozoico

Los depósitos hercínicos del área continental han sido subdivididos en tres dominios desde el punto de vista litológico y estructural (Strauss, 1970; Schermerhorn, 1971; Simancas, 1983; Crespo-Blanc, 1989):

1) El Dominio del Antiforme de “Pulo Do Lobo” constituido por materiales metasedimentarios e intercalaciones volcánicas (Oliveira, 1990). 2) El Dominio de la Faja Pirítica dividida de muro a techo en tres grandes complejos litológicos (Schermerhorn, 1971): Complejo Pizarroso-Cuarcítico; Complejo Vulcano-Sedimentario y Grupo Culm o Flysch del Bajo Alentejo. 3) El Dominio del Suroeste Portugués constituidos por pizarras, cuarcitas y carbonatos afectados por un metamorfismo de grado muy bajo (Oliveira, 1983; Oliveira, 1990).

En el talud medio del Golfo de Cádiz existe un importante afloramiento hercínico con expresión batimétrica denominado Banco del Guadalquivir (Fig. I.18) (Nelson y Maldonado, 1999; Tortella et al., 1997; Baldy et al., 1977; Maldonado et al., 1999), constituido litológicamente por materiales pizarrosos y cuarcíticos.

I.4.3.B. Mesozoico-Paleógeno

Los materiales mesozoicos y paleógenos presentan una importante extensión y desarrollo en el margen subportugués, disponiéndose sobre los depósitos paleozoicos del margen pasivo Ibérico (Fig. I.22).

En el margen oriental del Golfo de Cádiz, estos materiales constituyen los conjuntos tectono-estratigráficos denominados Unidad Subbética y Unidad del Flysch del campo de Gibraltar. Estos depósitos se han dividido en función de su edad (Figs. I.22 y I.23) (Maldonado et al., 1999):

1) Triásico. Están formados por areniscas, arcillas y evaporitas asociadas a basaltos de estructura dolerítica en el Banco del Guadalquivir.


32

En la plataforma y el talud continental la existencia de fenómenos diapíricos se asocia a la existencia de materiales plásticos (margas y evaporitas) localizados en la base de la serie mesozoica (Figs. I.22 y I.23) (Baldy, 1977; Baldy et al., 1977).

Figura I.22. Esquema sintético de las unidades que aparecen en el relleno sedimentario del Golfo de Cádiz, basado en perfiles sísmicos multicanal y en sondeos de exploración de hidrocarburos

(Tomado de Maldonado et al., 1999).

1) El Triásico está formado por dos unidades principales:

a) La unidad inferior (TR1), que es siliciclástica y está compuesta por una parte superior de arcillas rojas con capas de anhidrita y una parte inferior de depósitos salinos.

b) La unidad superior (TR2), la cual es evaporítica y está compuesta por sales, yesos y carbonatos de facies someras. Junto a estos materiales localmente se observa la existencia de basaltos en el Banco del Guadalquivir.

2) Jurásico inferior y medio (unidad JI) (Fig. I.22). Estos depósitos litológicamente están constituidos por dolomías a techo y calizas y margas en la base.

3) Jurásico superior y Cretácico inferior (unidad JS-CI1) (Fig. I.22). El Jurásico Superior viene representado por depósitos carbonatados de facies poco profundas, depósitos de facies lagunares y dolomías con restos de foraminíferos.

El Cretácico inferior está representado por arcillas, areniscas o carbonatos, reconocidos al oeste de Cabo San Vicente pero ausentes en la plataforma, mientras que está representado por unidades del Flysch arcilloso-detríticas cerca del Estrecho de Gibraltar (Maldonado y Nelson, 1999; Maldonado et al., 1999).

ATLANTIDA 2 B1 D1 B3 C1

Nivel del mar

Fondo marino

6Y-1 bisNW SE

I. Introducción

33

4) Cretácico medio (unidad CI2) (Fig. I.22). Se trata de materiales que forman una secuencia de limos y pizarras, arcillas calcáreas grises con intervalos de arcillas negras y conglomerados poligenéticos o margas rojas (Maldonado et al., 1999).

5) Cretácico superior-Eoceno terminal (unidad CS-ES) (Fig. I.22). Depósitos de litología muy variable: arcillas verdes, con intervalos calizos, y secuencias interestratificadas de calizas, margas y arcillas.

I.4.3.C. Depósitos neógenos y cuaternarios

Estos materiales están bien estratificados diferenciándose siete unidades estratigráficas principales de muro a techo (Fig. I.22) (Maldonado et al., 1999). El depósito de las unidades correspondientes al Mioceno está estrechamente relacionado con el emplazamiento de la denominada unidad Olistostrómica (Fig. I.23).

Figura I.23. Esquema geológico regional del área de estudio donde se pueden observar los límites de la unidad olistostrómica así como su disposición en el Golfo de Cádiz (Tomado de Somoza y Maestro, 1997).

1) Langhiense-Tortoniense inferior (pre-olistostroma, unidad M1) (Fig. I.22). Riaza y Martínez del Olmo (1996) han identificado tres secuencias miocenas de edad Languiense a Tortoniense Inferior que se correlacionan con los depósitos del Grupo Atlántida (Martínez del Olmo et al., 1984). Están compuestas


34

de muro a techo por arcillas margosas negras grisáceas con algunos intervalos calizos de grano fino, calizas interestratificadas con arcillas margosas negras, arcillas verdes pláticas y compactadas con abundancia de pirita y glauconita.

2) Unidad Olistostrómica. Esta unidad presenta una estructura interna caótica, y está compuesta por materiales de tipo subbético: sales triásicas de los domos diapíricos y calizas neríticas del Jurásico Superior-Cretácico inferior. Esta unidad olistostrómica ocupa un área de 50.000 km2, con un espesor máximo superior a los 2 km. (Somoza y Maestro, 1997; Vázquez et al., 2001) y un volumen estimado superior a 80.000 km3 (Torelli et al., 1997), estando limitada al N y S por los márgenes ibérico y marroquí y extendiéndose hacia el oeste hasta las llanuras abisales de Sena (Figs. I.19 y I.23):

3) Tortoniense superior (sin-olistostroma, unidad M2) (Fig. I.22). Está compuesta de arcillas grises muy plásticas con abundante glauconita y pirita. Esta unidad es equivalente al Grupo Bética (Martínez del Olmo et al., 1984).

4) Tortoniense Superior-Messiniense (unidad M3) (Fig. I.22). Presentan espesores máximos de hasta 450 m, caracterizados litológicamente por arcillas y niveles de arena de granulometría muy fina interestratificados, de edad Tortoniense Superior (Maldonado et al., 1999; Rodero, 1999). Por su parte, el Messiniense se corresponde en el Golfo de Cádiz con Grupo Andalucía (Martínez del Olmo et al., 1984) y presenta un aspecto estratificado y transparente. Está compuesta de arcillas con intercalaciones arenosas, que se atribuye a facies hemipelágicas.

5) Plioceno. En general los depósitos del Plioceno presentan un relleno sedimentario de arcillas y arenas muy potentes (Figs. I.22 y I.24), presentando una configuración estratificada progradante (Mougenot, 1988; Malod y Mougenot, 1979; Riaza y Martínez del Olmo, 1996). Se corresponde con la unidad 6 de Malod (1982), con el Grupo Marismas (Martínez del Olmo et al., 1984) y con la unidad C4 de Tortella et al. (1996). Su límite inferior se corresponde con el reflector 2 de Mougenot (1988) el cual representa una discordancia erosiva y que se extiende por toda la cuenca (Fig. I.24).

El registro estratigráfico presenta 4 secuencias deposicionales (M/P1, P2, P3, Q) de baja resolución (3erd

orden) con una duración de alrededor 1.5-1.6 Ma (Hernández-Molina et al., 2002), y separadas por la discontinuidad Messiniense (M) de 5,5 Ma, la del Plioceno inferior de 4,2 Ma (LPR), la del Plioceno superior de 2,4 Ma (UPR) y la de la mitad del Pleistoceno de 900-920.000 años (MPR) (Fig. I.24).

a) Plioceno inferior (unidad P1) (Figs. I.22 y I.24). El muro de esta unidad es una discordancia erosiva (Nelson et al., 1999). En los perfiles de sísmica multicanal los reflectores internos son paralelos y continuos y con alta amplitud, pero en los perfiles de sísmica monocanal esta unidad presenta un carácter más transparente. Las litologías son arcillas con interestratificación de arcillas arenosas, que corresponde a un depósito hemipelágico sobre la gran mayoría del margen (Faugères et al., 1985 a; Stow et al., 1986; Mougenot, 1988).

Los sistemas deposicionales profundos generados a partir de áreas fuente importantes, tales como los ríos Guadiana y Guadalquivir, se desarrollaron en esta unidad dando lugar a la formación de abanicos submarinos profundos (Riaza y Martínez del Olmo, 1996). Esta unidad se correlacionaría con la M/P1 de Hernández-Molina et al. (2002) limitada a la base por la discontinuidad M y a techo por la LPR.

b) Plioceno superior (unidad P2/P3) (Figs. I.22 y I.24). La potencia es variable debido a las crestas diapíricas y a las depresiones desarrolladas entre ellas. La litología está representada por arcillas y arenas, formando depósitos hemipelágicos, turbidíticos y cotorníticos. En perfiles sísmicos multicanal esta unidad está caracterizada por una secuencia con reflectores más transparentes y

I. Introducción

35

discontinuos a muro y reflectores interdigitados de mayor amplitud a techo (Maldonado et al., 1999). Esta unidad se correlacionaría con la unidad P2 limitada a la base por la discontinuidad LPR y a techo de Hernández-Molina et al. (2002).

Figura I.24. Perfil sísmico (MCS) a 4 sg TD del margen continental del Golfo de Cádiz. Se puede determinar la posición estratigráfica de las discontinuidades estratigráficas M, UPR, y MPR, así como la arquitectura

estratigráfica de las cuatro secuencias deposicionales mayores (M/P1, P2, P3/Q-I y Q-II) a) RST+LST, y b) TST+HST. (Tomado de Hernández-Molina et al., 2002).

6) Cuaternario. Los depósitos cuaternarios están formados por arcillas y arenas y se trata de sedimentos recientes menos deformados que los depósitos previos y que localmente se disponen en el margen discordantes y presentando configuraciones progradantes a gran escala (Fig. I.24 y I.25) (Malod y Mougenot, 1979; Faugères et al., 1985 a; Stow et al., 1986; Llave et al., 2001; Hernández-Molina et al., 2002; Stow et al., 2002).

En el registro sedimentario del talud continental se diferencian con frecuencia superficies de erosión, depósitos contorníticos y depósitos con morfología de dunas o crestas sedimentarias, especialmente al oeste del Estrecho de Gibraltar (Faugères et al., 1985 a; Faugères et al., 1986; Grousset et al., 1988; Nelson et al., 1993). Son depósitos muy potentes con facies sedimentarias que evolucionan de facies costeras distales progradantes en la plataforma externa, a intercalaciones hemipelágicas con turbiditas de grano fino en el talud superior y medio.

En el talud medio e inferior se desarrollan depósitos de debris flows, turbiditas de grano grueso, abanicos submarinos profundos interdigitados con facies pelágicas y depósitos contorníticos muy potentes.


36

0.8

0.9

1

1.1

1.2

Tiem

po d

oble

(s)Fosa de

Álvarez Cabral

0 1km

La arquitectura estratigráfica de las secuencias deposicionales cuaternarias permite diferenciar dos sectores del margen del Golfo de Cádiz:

a) Margen oriental, que se extiende desde el meridiano 6º 30’ O hasta el 7º 30’ O, con una transición gradual entre la plataforma y el talud (Fig. I.24). Su estructuración interna está caracterizada por un conjunto de cuñas de borde de plataforma que presentan un cambio lateral de facies: llanuras mareales y prismas litorales en zonas de plataforma interna y media que evolucionan a deltas de borde de plataforma, y en el talud se desarrollan turbiditas, contornitas, depósitos de slumps y formas de fondo. En esta zona se han diferenciado dos grandes secuencias deposicionales de 4º orden: P3/Q-I y Q-II, limitadas por las discontinuidades QD, MPR y la actual superficie del fondo (Fig. I.24).

b) Margen occidental, el cual se extiende desde el meridiano 7º 30’ O hasta el 8º 30’ O, con un borde de la plataforma que presenta una brusca ruptura de pendiente, separando la plataforma del talud superior.

Los depósitos de plataforma se caracterizan por el apilamiento de cuñas progradantes en la plataforma externa que se encuentran desconectados de los depósitos de talud debido a la existencia de una extensa superficie de erosión, mientras que en el talud los depósitos se apilan constituyendo el cuerpo contornítico de Faro (Fig. I.25).

A partir de estudios de estratigrafía sísmica de alta resolución se observa que el Faro Drift está compuesto por un gran cuerpo progradante que se acuña hacia el talud superior, compuesto por dos grandes secuencias deposicionales de 4º orden (QI y QII) separadas por la discontinuidad erosiva MPR (Hernández-Molina, et al., 1998; Llave et al., 2000, 2001) (Fig. I.25). Estas dos grandes secuencias se correlacionan lateralmente con las descritas por Hernández-Molina et al. (2002) y denominadas también QI y QII (Fig. I.24). Estas secuencias deposicionales QI y QII están compuestas por secuencias deposicionales menores de 4º orden (Q1, Q2, Q3 y Q4), que a su vez se componen de secuencias deposicionales menores de 5º orden (de la A a la H), y separadas todas ellas por superficies erosivas (Fig. I.25).

Figura I.25. Perfil sísmico de alta resolución (Sparker-4000J) en el drift de Faro. Se diferencian las secuencias sísmicas así como las discontinuidades principales (Llave et al., 2001).

I. Introducción

37

I.4.4. Rasgos estructurales

I.4.4.A. Sistemas de fracturas

Las estructuras predominantes son los sistemas de fallas NE-SO a ENE-OSO (Baldy et al., 1977; Malod, 1982) que han generado un conjunto de estrechas cuencas sinclinales separadas por anticlinales con esa dirección. Estas estructuras son las más visibles y afectan al Neógeno postorogénico.

En función de los accidentes tectónicos se diferencian los siguientes dominios estructurales en el Margen Continental Ibérico del Golfo de Cádiz (Fig. I.26) (Malod y Mougenot, 1979; Malod, 1982):

1) Margen sudportugués. Las fallas presentan una orientación NE-SO a ENE-OSO, originando una morfología escalonada y controlando los cañones submarinos (Fig. I.26.A) (Baldy, 1977; Manuppella et al., 1987a,b; Mougenot, 1988; Moreira, 1991; Kullberg et al., 1992). Las estructuras más significaticas son: a) Accidente de San Vicente, que controla el cañón submarino de San Vicente; b) Falla de Portimao, que controla el valle submarino de Portimao; c) Accidente de Albufeira; d) Falla de Quarteira, asociada a la fosa Diego Cao; e) Falla de Faro, que se relaciona con el cañón de Faro y f) Falla del Banco del Guadalquivir.

Se han determinado fenómenos diapíricos asociados a estos sistemas de fracturas en la plataforma del Algarve (Baldy et al., 1977).

En el talud portugués también se han identificado crestas subparalelas con una tendencia ENE-OSO que dan lugar a anticlinales y sinclinales. Estos pliegues han sido fosilizados por sedimentos cuaternarios, y se relacionan con fenómenos de deslizamientos del sedimento en el talud durante el levantamiento Plioceno de Iberia (Roberts y Stride, 1968).

2) Margen central. Constituye la prolongación hacia mar de la Depresión del Guadalquivir. En la plataforma la dirección de las fracturas dominante es NE-SO (Roberts, 1970), aunque se distinguen dos sectores (Fig. I.26.B):

a) Sector noroccidental, donde se identifican rasgos extensionales paralelos a la línea de costa en la plataforma, que afectan al basamento y que han sido activos durante el Cuaternario. (Fig. I.26.B). En la plataforma externa se identifican fallas normales con direcciones N-S y NNO-SSE.

b) Sector suroriental, en el que predominan las estructuras compresivas con una orientación NE-SO, y que parecen haber sido activas desde el Plioceno hasta el Cuaternario Superior (Fig. I.26.B) (Maldonado et al., 1999; Rodero et al., 1999).

Estos sistemas se continúan hacia tierra en la Depresión del Guadalquivir (Malod y Didon, 1975), donde las características estructurales y litológicas de las formaciones neógenas vienen condicionadas por las lineaciones estructurales del basamento, con direcciones preferentes NO-SE y NE-SO (Rodríguez-Ramírez, 1996).

El talud está caracterizado por la presencia de crestas tectónicas que delimitan cuencas sinclinales por medio de fallas normales con dirección NNE-SSO a ENE-OSO y que afectan a la sedimentación del área (Figs. I.26.B) (Lobo, 1995; Fernández-Puga et al., 1997, 2002; Hernández-Molina et al., 2000). Estas crestas están compuestas mayoritariamente de margas de edad Miocena (Maldonado y Nelson, 1988, 1999).

3) Estrecho de Gibraltar. Se encuentra separado del dominio anterior por un importante accidente de orientación NE-SO (Fig. I.26.B). Las direcciones tectónicas más marcadas son ENE-OSO, y el eje del Estrecho está definido por un conjunto de fallas que determinan un conjunto de horsts y grabens, y que afectan direc tamente al basamento (Malod y Didon, 1975).


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Figura I.26. Esquemas tectónicos: A) Sector sudportugués (Mougenot, 1988); B) Sector central del Golfo de Cádiz. Leyenda: l) Falla. 2) Falla normal. 3) Falla inversa. 4) Anticlinal. 5) Sinclinal. 6)

Diapiro. 7) Sondeo (Maldonado et al., l999).

I. Introducción

39

I.4.4.B. Neotectónica

Los principales rasgos neotectónicos del margen sudportugués están determinados por la actividad reciente de varias fallas localizadas en la zona de plataforma, al oeste de Faro, con dirección ENE y pequeño salto vertical (Maestro et al., 1999). En el talud continental cabe destacar que en el Banco del Guadalquivir, y su prolongación, se han podido observar fallas de gran ángulo y con la misma tendencia.

En esta zona los principales rasgos morfológicos parecen señalar la presencia de accidentes tectónicos según las direcciones NE-SO, y NNE-SSO (Vázquez et al., 1998; Díaz del Río et al., 1998). Entre estos rasgos se puede destacar:

1. El estrechamiento de la plataforma continental al este de Faro, junto con el carácter abrupto de la parte superior del talud en este mismo sector, ambos rasgos fisiográficos adoptan una dirección claramente NE-SO.

2. El encajamiento de los caños submarinos, cuya orientación NNE presenta un claro condicionante estructural.

3. Las desviaciones, coherentes entre sí, que presentan los ejes de los cañones submarinos existentes en el margen. El desplazamiento de los ejes de los cañones actuales puede ser interpretado como ocasionado por una falla transcurrente de dirección NE-SO y sentido de movimiento dextrórsum.

4. Desarrollo de escarpes, en el talud y la formación de un valle submarino en la base de éste. Remarcan la presencia de esta misma dirección.

5. La importante presencia de fallas de crecimiento, deslizamientos y desestabilizaciones en el talud continental.

Vázquez et al. (1999) han caracterizado las estructuras que afectan a los depósitos más recientes (Pleistoceno superior-Holoceno) del margen septentrional, los cuales presentan cuatro tipos de deformación en la plataforma y talud continental: a) Flexuras y desplazamientos verticales relacionadas con fallas del basamento; b) Deformaciones transpresivas, con dirección ENE-OSO; c) Deformaciones transpresivas asociadas a fallas N-S; d) Deformaciones asociadas a la movilidad de cuerpos diapíricos. Estas últimas estructuras diapíricas son las más destacables dentro del talud continental del Golfo de Cádiz, en su sector suroriental, con unas direcciones NNE-SSO a ENE-OSO, y que delimitan cuencas sinclinales mediante fallas normales (Fernández-Puga et al.,1997, 2000, 2002).

El régimen tectónico del margen meridional de Iberia durante el Cuaternario, sufre cambios significativos. El Estrecho de Gibraltar sufre procesos de elevación entre unos 0.1 y 0.2 mm/a (Goy et al., 1995). Se observa un régimen de esfuerzos compresionales con una orientación NNO-SSE (Maldonado et al., 1992; Galindo-Zaldívar et al., 1993).

La cinemática actual a lo largo de la Zona de Fractura Azores-Gibraltar es compleja. De O a E se caracteriza como: a) Cinemática transtensional en el sector O desde la unión triple de las Azores; b) Cinemática dextrórsum a lo largo de la falla transformante Gloria; c) Cinemática compresional difusa en el área del Banco de Gorringe; d) Y una cinemática convergente compleja con movimientos de deslizamiento lateral hacia la derecha en el Golfo de Cádiz (Maldonado et al., 1999).

I.4.4.C. Sismicidad

La actividad sísmica en el Golfo de Cádiz se relaciona con la zona activa alineada de oeste a este desde las Islas Azores al SE de la Península Ibérica (Udías et al., 1976), y que continúa a través del Mediterráneo hasta Sicilia, derivada de la convergencia entre las placas Africana e Ibérica (Argus et al., 1989).


40

Hacia el oeste de este accidente se localiza una zona de deformación distribuida, concentrándose los esfuerzos convergentes sobre los bancos de Gorringe, San Vicente y Guadalquivir (Fig. I.27) (Vegas, 1991; Ribeiro, 1994; Vegas y Vázquez, 1997; Vázquez y Vegas, 1999).

La sismicidad en el área de estudio es de carácter difuso (Malod y Mougenot, 1979), con numerosos terremotos de magnitud baja a moderada, presentándose los más importantes en la zona oceánica del Golfo de Cádiz, el Rift central y el margen argelino (Fig. I.27) (Vázquez et al., 1998). Los terremotos superficiales (hipocentros localizados a profundidades menores de 20 km) son los más numerosos. Se corresponden a la actividad de numerosas fallas relacionadas con el emplazamiento y la actividad de la masa olistostrómica.

En la zona situada al norte del eje del Estrecho de Gibraltar los sismos presentan una magnitud pequeña o moderada (iguales o inferiores a 5 en la escala de Richter) y ocurren a profundidades intermedias (entre 30 y 100 km) (Udías, 1988; Buforn y Udías, 1991), aunque normalmente los hipocentros se distribuyen en los primeros 50 km. Los máximos de densidad de terremotos se localizan respectivamente sobre el banco del Guadalquivir y la prolongación del cabo de San Vicente.

Ambas zonas sismogenéticas presentan una directriz de tendencia general NE-SO. La distribución de estos dos máximos de densidad sísmica está controlada, de forma secundaria, por alineaciones de tendencia NO-SE, aunque también es frecuente observar alineaciones de terremotos de dirección NNE-SSO a N-S (Vázquez et al., 1999).

I.4.5. Sedimentación reciente

I.4.5.A. Materia en suspensión

En general, la concentración de materia particulada en suspensión en el Golfo de Cádiz oscila entre 0.2 y 1.9 mg/l. Esta materia particulada proviene del aporte sedimentario de los ríos Guadalquivir y Guadiana, que generan una capa nefeloide de fondo con una concentración media que oscila entre 1.6-1.9 mg/l, mientras que el aporte procedente del Tinto-Odiel es mucho menor.

Figura I.27. A) Distribución de epicentros sísmicos en el Golfo de Cádiz y áreas adyacentes; B) Focos localizados a menos de 20 km de profundidad. BGO: Banco de Gorringe; BGA: Banco del Guadalquivir; CSV: Cabo de San Vicente. (Tomado de Vázquez et al., 1998).

38

I. Introducción

41

En el talud, los aportes de materia particulada en suspensión proceden principalmente de la capa túrbida de fondo de la plataforma continental, y su concentración es mucho más baja que en la plataforma continental y es similar en toda la columna de agua, con unos valores máximos de 0.7 mg/l cerca del fondo y de 0.5-0.6 mg/l en superficie. Además, se ha demostrado la existencia de una capa intermedia entre las masas de agua atlántica y mediterránea (Palanques et al., 1986; Palanques et al., 1986-1987).

La composición de la materia en suspensión está dominada por partículas terrígenas y por componentes biogénicos. Por otro lado, los valores máximos de metales pesados en la materia en suspensión se encuentran en la plataforma asociados a la desembocadura del Tinto-Odiel, a partir de la cual se genera una masa de agua enriquecida en metales pesados, que desplazándose hacia el SE se introduce en el Mar Mediterráneo a través del Estrecho de Gibraltar.

En el talud, las concentraciones mayores de metales pesados en la materia en suspensión están asociadas al sedimento fangoso (Palanques et al., 1995; Van Geen et al., 1997). La distribución de la materia en suspensión en el Golfo de Cádiz está controlada por la circulación de las masas de agua, siendo transportada sobre la plataforma hacia el sureste por el flujo principal de la plataforma, y transferida al talud cerca del Estrecho de Gibraltar (Palanques et al., 1995).

Las plumas disminuyen su concentración en esa dirección debido a la incorporación progresiva de partículas en suspensión a los sedimentos del fondo. Estos datos indican la existencia de un aporte de partículas procedentes de otras zonas, como el Estrecho de Gibraltar, o bien como resultado del retrabajamiento de los sedimentos del fondo (Palanques et al., 1986-1987).

I.4.5.B. Distribución superficial de sedimentos

Se observa que las pautas en la distribución de los sedimentos presentan unos caracteres generales dependiendo del dominio fisiográfico donde se localizan (Fig. I.28):

1) Plataforma continental. Este dominio fisiográfico presenta una naturaleza fundamentalmente arenosa, aunque pueden ser encontrados cuatro tipos de materiales (Fig. I.28):

Figura I.28.- Distribución de sedimentos superficiales en el sector del margen continental del Golfo de Cádiz adyacente a la costa de la provincia de Cádiz (Tomado de Nelson et al., l999).


42

a) Se han identificado numerosos afloramientos a 20-25 m de profundidad (Bouysse y Horn, 1973; Lobo, 1995; Fernández-Salas et al., 1999, Nelson et al., 1999).

b) Gravas de naturaleza cuarcítica relacionadas con la erosión de los afloramientos rocosos (Rodero, 1999).

c) Arenas, que constituyen los depósitos actuales y relictos formando una banda paralela a la línea de costa sólo interrumpida por los depósitos prodeltáicos (Segado et al., 1984; Moita, 1986; Moita y Carvalho, 1986; Rey y Medialdea, 1989; Gutiérrez-Mas, 1992; Lobo, 1995; Gutiérrez-Mas et al., 1996; López-Galindo et al., 1999; Achab et al., 1999; Maldonado et al., 1999; Nelson et al., 1999; Rodero, 1999; Fernández-Salas et al., 1999).

d) Fangos, que se acumulan preferentemente frente las desembocaduras de los ríos, formando cuerpos deltáicos, y arenas-fangosas formando cuerpos prodeltáicos que migran hacia el SE y decrece en este sentido el tamaño de grano (Nelson et al., 1999).

2) Talud continental. La mayor parte del talud del Golfo de Cádiz está recubierta por arenas o arenas fangosas observándose decrecimiento del tamaño de grano de SE a NO y de E a O (Fig. I.28) (Nelson et al., 1999).

a) En el talud superior se ha definido un sedimento mayoritariamente fangoso y su distribución sólo se ve interrumpida por la presencia de cañones o paleovalles. Estos fangos presentan un alto contenido en arcillas, y se caracterizan por la disminución del tamaño de grano hacia el noroeste y hacia mar abierto relacionada con el descenso en la velocidad de la corriente (Baraza y Nelson, 1992; Nelson et al., 1993).

b) En el talud medio, donde predominan los depósitos contorníticos, se observa una variación en el tamaño de grano desde la zona meridional (mas de un 80% de arena) hacia la zona septentrional (entorno el 50 % de arena) (Nelson et al., 1999). Hacia el sur, y en las proximidades al Banco del Guadalquivir se observan arenas fangosas donde el tamaño de grano aumenta (más de un 65% en arena) y siendo esta arena de origen bioclástico en lugar de siliciclástico (Nelson et al., 1999). Los diapiros dominantes en esta zona, con una dirección NE-SO, están formados mayoritariamente por margas miocenas (Maldonado et al., 1989; Maldonado y Nelson, 1999) y los canales contorníticos se caracterizan por estar constituidos fundamentalmente por sedimentos de tamaño de grano grueso compuestos por arenas y gravas, excepto en zonas específicas donde la concentración de fango se incrementa (Melières et al., 1970; Rey y Medialdea, 1989; Nelson et al., 1993, 1999; Palanques et al., 1995).

c) En el talud inferior cabe destacar en la zona NO del área de estudio un sedimento con tan sólo un 10% de arena. Las zonas más profundas de esta zona están dominadas por ondas de fango, excepto en el fondo de los calles en los cuales predomina el sedimento más grueso (Melieres et al., 1970; Rey y Medialdea, 1989; Nelson et al., 1993, 1999; Palanques et al., 1995).

I.4.5.C. Procesos sedimentarios actuales

Diversos trabajos han determinado los procesos sedimentarios actuales en el margen continental del Golfo de Cádiz a partir de la distribución de materia en suspensión, de los sedimentos superficiales y del análisis del eco-carácter o respuesta acústica de dichos sedimentos (Lobo et al., 1994; Lobo, 1995, 2000; Gutiérrez-Mas et al., 1996; Pérez-Fernández et al., 1997; Lobo y Hernández-Molina, 1998; López-Galindo et al., 1999; Nelson y Maldonado, 1999; Nelson et al., 1999; Hernández-Molina et al., 2003).

Se pueden describir estos procesos en función de su localización dentro de los distintos dominios fisiográficos en que ha sido dividido el Golfo de Cádiz (Fig. I.29):

I. Introducción

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1) Plataforma continental. En este dominio se desarrollan diversos tipos de procesos sedimentarios (Fig. I.29):

a) Deposicionales. La sedimentación actual en la plataforma del Golfo de Cádiz está dominada por el aporte de los principales ríos, destacando el Guadalquivir, y en menor medida el Guadiana, el Guadalete, el Tinto y Odiel, el Piedras y el Barbate. Los aportes de éstos han generado depósitos fangosos de naturaleza prodeltáica por debajo del nivel de base del oleaje que han fosilizado los depósitos arenosos transgresivos en la mayor parte del Golfo de Cádiz (Maldonado y Nelson, 1988; Gutiérrez-Mas et al., 1996; López-Galindo et al., 1999). Los materiales suministrados por los ríos son retomados por la dinámica general de la plataforma, generando en su mayor parte depósitos longitudinales a la plataforma que migran hacia el sureste (Lobo, 1995, 2000; Palanques et al., 1995).

b) Erosivos. En las zonas de plataforma interna no influenciadas por los aportes de origen continental dominan los procesos erosivos ocasionados por la acción de olas somerizantes, corrientes submarinas que se canalizan a través de paleovalles y corrientes de tormenta. Estos procesos están controlados por la interacción de los agentes oceanográficos con los rasgos morfológicos del fondo (Nelson et al., 1999). En otras zonas de plataforma media-externa los procesos erosivos se localizan: 1) Al oeste de la desembocadura del río Guadiana, debido a un reducido aporte fluvial y la influencia del Flujo Superficial Atlántico; 2) En el sector más meridional cercano al Estrecho de Gibraltar. En esta zona existe escasez de los aportes sedimentarios y el efecto erosivo de los procesos oceanográficos se relacionan con la aceleración del Flujo Atlántico que provoca una mayor interacción con el fondo (Melières, 1974; Lobo, 1995, 2000; López-Galindo et al., 1999; Nelson et al., 1999; Lobo et al., 2000).

2) Borde de plataforma-Talud superior. En este dominio son significativos los procesos deposicionales de progradación en situaciones de bajo nivel del mar, especialmente en las zonas cercanas a la desembocadura de los grandes ríos como el Guadalquivir y el Guadiana (Fig. I.29).

Figura I.29. Principales procesos del sector NE del Golfo de Cádiz (Tomado de Nelson y Maldonado 1999).


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Sin embargo, en otras zonas como en la plataforma de Faro y la plataforma al sur de Cádiz, donde predominan los procesos tectónicos, se producen bruscas rupturas de pendiente que favorecen los deslizamientos por gravedad de los sedimentos (Lobo, 1995, 2000; Roque, 1998; Rodero, 1999).

3) Talud medio. Los procesos sedimentarios en este dominio están controlados por la interacción del Flujo Mediterráneo de Salida con el fondo del mar (Baraza et al., 1999; López-Galindo et al., 1999; Hernández-Molina et al., 2003). Al oeste del Estrecho de Gibraltar, la interacción del flujo mediterráneo con el fondo se produce con una gran intensidad, creando una zona sin sedimentación (Kelling y Stanley, 1972).

Hacia el noroeste, ésta interacción genera formas de fondo de diversa naturaleza en función del descenso de la velocidad de la corriente (Fig. I.29). Además, posteriormente, los sedimentos se acumulan y distribuyen a lo largo del talud en función de la existencia de crestas y depresiones morfológicas (García, 2002; Hernández-Molina et al., 2003).

El flujo mediterráneo se acelera al pasar por los canales submarinos, favoreciendo el desarrollo de procesos de erosión, que se combinan con procesos gravitacionales y deposicionales (Rey y Medialdea, 1989; Baraza y Nelson, 1992; Lobo, 1995, 2000; Nelson et al., 1999; García, 2002; Hernández-Molina et al., 2003). Hacia el NO la disminución de la velocidad de la corriente con la profundidad provoca el depósito de importantes cuerpos contorníticos (Fig. I.29), y hacia la zona más occidental de este sector la corriente mediterránea aumenta su capacidad erosiva cuando se canaliza por los cañones submarinos que se entallan en el talud (Kenyon y Belderson, 1973; Faugères et al., 1984b; Baraza et al., 1999; Hernández-Molina et al., 2003).

También son frecuentes los procesos de inestabilidad sedimentaria, como los movimientos gra-vitacionales de masas (Baraza et al., 1999; López-Galindo et al., 1999). Estos procesos están ocasionados por eventos neotectónicos (terromotos, movimientos halocinéticos y fallas activas), fuertes gradientes de pendiente, presencia de gas (Somoza et al., 2003; Díaz del Río et al., 2003) y agua en el sedimento, procesos erosivos del flujo mediterráneo en el talud y fenómenos de sobrecarga de los sedimentos de la plataforma sobre los del talud superior en determinadas zonas (Baraza et al., 1989; Lobo, 1995, 2000; Roque, 1998; Baraza et al., 1999; Lee y Baraza, 1999).

4) Talud inferior. Las morfologías evolucionan a ondas de fango en función de la disminución de la velocidad de la corriente y de su interacción con el fondo, y de la existencia de corrientes canalizadas por los valles submarinos (Díaz et al., 1985; Nelson et al., 1999).

I.4.6. Evolución geodinámica y sedimentaria

La evolución geológica del Golfo de Cádiz se ha caracterizado por la alternancia de regímenes tectónicos de distinta naturaleza desde el Mesozoico hasta la actualidad (Fig. I.30).

I.4.6.A. Origen del margen continental del Golfo de Cádiz: la apertura del Atlántico norte

El régimen tectónico predominante durante el Mesozoico y el Cenozoico inferior fue de carácter extensional, desarrollándose márgenes de tipo pasivo (Maldonado et al., 1999). Uno de éstos fue la cuenca del Algarve-Guadalquivir, cuyo origen está estrechamente relacionado con la apertura de los océanos Atlántico y Tethys entre el Pérmico y el Triásico (Fig. I.30).

I. Introducción

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Al menos se han determinado tres episodios de rifting en esta región en el Triásico-Jurásico inferior, el Jurásico superior y el Cretácico inferior (Mougenot et al., 1979; Manuppella, 1988). Esta actividad distensiva a nivel litosférico y dirección N-S fue la responsable de la reactivación de los accidentes NE-SO tardi-hercínicos, y de la generación de fracturas E-O a ENE-OSO, que se mantuvieron activas hasta el Mioceno medio condicionando el estilo tectónico regional (Mougenot et al., 1979; Ribeiro et al., 1979; Manuppella, 1988; Kullberg et al., 1992; Terrinha y Ribeiro, 1995).

Durante las fases extensionales pre- y sin-rift se habría producido el ascenso de material profundo dando lugar a la formación del afloramiento del Banco del Guadalquivir (Dañobeitia et al., 1999).

1) Mesozoico inferior. El origen del Golfo de Cádiz se asocia al episodio de rifting del Triásico provocado por la apertura del Atlántico (Araña y Vegas, 1974).

La distensión se realizó según dos direcciones principales, E-O y N-S (Malod, 1982), dando lugar a la formación de dos sistemas estructurales respectivamente:

a) Sistema Atlántico. Se produjo la apertura del Atlántico, desarrollándose importantes cuencas marinas. b) Sistema Mesógeno, relacionado con movimientos transtensivos entre la placa Ibérica y Africana, que

originó una cuenca del tipo pull-apart con orientación E-O. Este intervalo distensivo fue seguido durante el Lías superior y el Dogger de un enfriamiento litosférico y una transgresión generalizada.

Figura I.30. Tabla Unidades estratigráficas y su relación con principales eventos tectónicos asociados al movimiento relativo de las placas Africana e Ibérica (Tomado de Maldonado et al., 1999).


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2) Mesozoico superior. Durante el Jurásico superior-Cretácico inferior continúa la apertura del océano Atlántico. En este periodo además se produce un movimiento hacia el NE de la placa Ibérica respecto a la Americana. Entre África e Iberia se desarrollaron dos márgenes con orientación E-O, donde se produjo el depósito de un importante depósito carbonatado (Fig. I.31) (Malod, 1982).

Durante el Cretácico medio se estableció una cuenca norafricana profunda, limitada por los dos márgenes en los cuales la subsidencia se acentúo por la distensión N-S.

En el Cretácico superior tuvo lugar un episodio de transgresión (Malod, 1982), y desde el Cretácico superior al Paleógeno se estableció un margen pasivo de tipo carbonatado, que evolucionó a mixto de tipo calcáreo-terrígeno (Maldonado y Nelson, 1999).

A finales del Cretácico se desarrollaron los primeros movimientos de convergencia entre África y Europa, los cuales marcan el inicio de la instauración de un importante régimen compresivo N-S, dando inicio a la Orogenia Alpina (Malod, 1982).

Figura I.31. A) Encuadre geológico simplificado del Golfo de Cádiz durante el Jurásico superior y Cretácico inferior. Las actuales líneas de costas europeas y africanas se han dibujado como referencia con línea fina; B) Sección interpretativa, a lo largo de un perfil de dirección SSE-NNW, a través del margen pasivo español del Golfo de Cádiz. Se muestran los principales elementos tectónicos durante el Jurásico superior y Cretácico inferior (Tomado de Rodero, 1999).

I. Introducción

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I.4.6.B. Cenozoico: dominio de un régimen compresivo

Durante el Cenozoico se alternaron los periodos de compresión y distensión, aunque de forma general se instaura un régimen compresivo.

1) Paleógeno. Entre el Cretácico superior y el Eoceno se desarrolló una fase compresiva (Maldonado y Nelson, 1988) que alcanzó durante el Eoceno su máxima expresión, cuando tuvo lugar el engrosamiento del margen profundo debido a un apilamiento tectónico de los materiales del zócalo. Posteriormente durante el Oligoceno se produjo un descenso eustático, y a partir de ese periodo el movimiento relativo de África con respecto a Iberia adquirió una componente de desgarre dextrorso (Malod, 1982). Según otros autores, el desarrollo de márgenes activos y transcurrentes de tipo terrígeno tuvo lugar durante el Oligoceno y el Mioceno inferior (Fig. I.32) (Maldonado y Nelson, 1999). La cuenca del Guadalquivir quedó establecida desde el Cretácico superior-Paleógeno (Martínez del Olmo et al., 1984; Riaza y Martínez del Olmo, 1996).

2) Mioceno. Durante este periodo el movimiento individualizado de la Placa Ibérica en sentido sinestrorsum dio lugar a que la dirección de convergencia entre Eurasia y África pasara a ser NNO-SSE, iniciándose la compresión bética (Andrieux et al., 1971; Ribeiro et al., 1979, 1988, 1990; Maldonado y Nelson, 1988; Maldonado, 1992).

Figura I.32. A) Encuadre geológico simplificado del Golfo de Cádiz y dominios adyacentes durante el Mioceno Medio. Las actuales líneas de costa europeas y africanas se han dibujado como referencia con línea fina; B) Sección interpretativa, a lo largo de un perfil de dirección SSE-NNW, mostrando los principales elementos tectónicos y el emplazamiento del olistostroma y mantos del flysch (Tomado de Rodero, 1999).


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La neotectónica y la distribución de los focos sísmicos corroboran la hipótesis de una convergencia oblicua y la existencia de una zona transpresiva de 50-100 km de ancho, que puede corresponder al límite de placas (Morel y Meghraoui, 1996). Sin embargo, la subducción oceánica no se desarrolló debido a la lenta convergencia y a la similitud en los caracteres geológicos entre ambas placas, creando un límite de placas difuso (Sartori et al., 1994).

La compresión produjo la inversión de las estructuras producidas durante la fase distensiva mesozoica (Malod, 1982; Ribeiro, 1988; Ribeiro et al., 1990). El movimiento de aproximación fue acompañado de un movimiento horizontal a lo largo de la Falla Azores-Gibraltar (Udías et al., 1976), que provocó un desplazamiento hacia el O-SO de las zonas internas Béticas (Fig. I.32), de manera que los accidentes formaron un sistema de desgarre dextrorsum (Malod, 1982). Este desplazamiento se relaciona con el cabalgamiento de la microplaca en Alborán hacia el oeste sobre las placas Ibérica y Africana, o con un hundimiento de estas dos placas bajo esta primera (Maldonado et al., 1999; Maldonado y Nelson, 1999; Somoza et al., 1999).

Alrededor de los bloques de las zonas internas se formó un cinturón de mantos de deslizamientos y de olistostromas que provocó la desconexión entre el Atlántico y el Mediterráneo durante el Messiniense (Fig. I.33) (Malod, 1982; Maldonado y Nelson, 1999; Maldonado et al., 1999). El emplazamiento del olistostroma se ha relacionado con la extrusión de una formación evaporítica originariamente por debajo de las Unidades Intermedias de las Zonas Externas Béticas. Este cuerpo se movió por flujo diapírico lateral delante del cinturón de cabalgamientos, y finalmente fue emplazado como un diapiro submarino (Fig. I.33) (Maldonado et al., 1999; Somoza et al., 1999). Algunos autores han estimado la edad de emplazamiento de este cuerpo como Serravaliense (Berástegui et al., 1998).

Figura I.33. A) Esquema tectónico del Golfo de Cádiz y áreas adyacentes durante el Mioceno superior. Los triángulos blancos muestran el emplazamiento del frente olistostrómico; los triángulos negros el frente de los mantos de cabalgamiento del flysch del Dominio de Alborán y Arco de Gibraltar (modificado de Sanz de Galdeano (1990) y Maldonado et al., 1999); B) Esquema paleogeográfico del Golfo de Cádiz y áreas adyacentes durante el Mioceno superior. Se muestran la distribución de los ambientes deposicionales y el sistema de corrientes. Los estrechos Ibéricos estaban localizados a lo largo de las Béticas, mientras que los estrechos africanos lo estaban a lo largo del Rift (Tomado de Rodero, 1999).

I. Introducción

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3) Plioceno. Durante las etapas finales del Mioceno superior y el Plioceno inferior, el margen estuvo afectado por fenómenos de subsidencia térmica y por fallas normales con dirección NNE-SSO, generándose una extensión generalizada del Golfo de Cádiz (Malod y Mougenot, 1979) que coincide con la apertura del Estrecho de Gibraltar (Fig. I.33) y la existencia de fenómenos diapíricos en el área Bética (Araña y Vegas, 1974).

De forma general, el comportamiento post-olistostrómico ha sido diferente al norte y al sur del Banco del Guadalquivir, diferenciándose dos sectores (Malod y Mougenot, 1979; Mougenot, 1988):

a) Margen occidental del Algarve, que se vio afectado por fallas con dirección ENE-OSO cuyo movimiento acrecentó la subsidencia.

b) Margen oriental, al sur del Banco del Guadalquivir, estructurado sobre el frente olistostrómico. En este margen se estableció una cuenca subsidente limitada por fallas con dirección NE-SO, las cuales guiaron el desarrollo de los diapiros (Malod, 1982). En el Plioceno terminal se instauró de nuevo la compresión en dirección preferente NO-SE, desarrollándose las máximas defor-maciones en la zona de las crestas diapíricas del talud (Malod, 1982).

Estos factores tectónicos favorecieron la existencia de altas tasas de sedimentación (Malod y Mougenot, 1979; Malod, 1982), así como el establecimiento del régimen hidrodinámico actual, caracterizado por la interacción de las masas de agua atlántica y mediterránea (Figs. I.34 y I.35) (Maldonado, 1992; Nelson et al., 1993).

En la plataforma, la influencia de la corriente atlántica hacia el sureste favoreció el desarrollo de cordones litorales. En el talud medio la acción del flujo mediterráneo sobre el fondo del mar provocó la formación de cuerpos sedimentarios de distinta naturaleza, como las dunas submarinas al oeste del Estrecho de Gibraltar o los cuerpos contorníticos en crestas y cuencas subsidentes y de zonas de erosión donde la corriente incidía directamente sobre el fondo (Melières, 1974; Malod, 1982; Maldonado y Nelson, 1999; Nelson et al., 1999; Llave et al., 2001).

La formación de los cuerpos contorníticos no fue un proceso continuo, sino que estuvo controlada por las fluctuaciones en la intensidad e interacción de la corriente mediterránea, que dependían de las variaciones eustáticas del nivel del mar que a su vez estaban influenciadas por eventos tectónicos y climáticos (Figs. I.34 y I.35) (Llave et al., 2001; Hernández-Molina et al., 2002).

Figura I.34. Facies sedimentarias, procesos y arquitectura de facies durante el alto nivel plioceno y el régimen deposicional contornítico (Tomado de Rodero, 1999).


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4) Cuaternario. Durante el Cuaternario las secuencias de depósito se desarrollaron en función de las variaciones del nivel del mar (Figs. I.35 y I.36), siendo los deltas de borde de plataforma y las cuñas sedimentarias de talud los depósitos que alcanzaron un mayor desarrollo (Hernández-Molina et al., 1998, 2000, 2002; Maldonado y Nelson, 1999).

a) Cuaternario inferior. Durante el Cuaternario inferior el estilo tectónico compresivo con direcciones NO-SE a NNO-SSE produjo la reactivación de las estructuras previas que se disponían según direcciones ENE-OSO y NE-SO (Malod y Mougenot, 1979). La cobertera sedimentaria fue afectada por una fracturación vertical NO-SE, condicionando la evolución de la red de drenaje (Cáceres, 1995), y el levantamiento de zonas continentales (Dias y Cabral, 1997).

El levantamiento tectónico durante el cuaternario inferior favoreció el desarrollo de un periodo regresivo durante el cual se formó una amplia plataforma detrítica con una red de drenaje orientada ENE-OSO. Posteriormente los ríos fueron adquiriendo una mayor entidad, encajándose y migrando lateralmente (Cáceres, 1995), debido al hundimiento de la cuenca hacia el SO (Rodríguez-Vidal et al., 1993). Los cursos fluviales del Tinto y Odiel fueron encajándose progresivamente hacia el SE, mientras que las terrazas del río Guadalquivir se desplazaron hacia el NO (Fig. I.35). El río Guadiana presentaba un trazado E-O y desembocaba en Portugal al sur de Lisboa, mientras que el río Piedras constituía un pequeño arroyo con una dirección NE-SO (Rodríguez-Ramírez, 1996).

Figura I.35. Facies sedimentarias, procesos y arquitectura de facies durante el régimen de bajo nivel del Plioceno superior y Pleistoceno (Tomado de Rodero, 1999).

I. Introducción

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En el margen continental, las variaciones del nivel del mar estuvieron controladas por cambios climáticos globales guiados por ciclos de baja amplitud con una periodicidad de 20-40 ka, y que sucedieron con anterioridad a la Revolución de la Mitad del Pleistoceno (MPR) a partir de la cual dominan los cambios climáticos globales de excentricidad de unos 100 ka (Fig. I.36).

Figura I.36. Ciclos globales del nivel del mar (Haq, et al., 1987) (Tomado de Hernández-Molina et al., 2002).

La MPR está considerada que tuvo lugar de forma global hace unos 900 ka en el Estadio Isotópico Marino (MIS) 22/23 (Shackleton y Opdyke, 1977; Shackleton, 1987; Thunell et al., 1991; Mudelsee y Stattger, 1997; Bassinot et al., 1997; Zazo, 1999; Schmieder et al., 2000; Durham et al., 2001; Venz y Hodell, 2002; Wang y Abelmann, 2002; Becquey y Gersonde, 2002), como un cambio en la tendencia climática muy importante (Shackleton y Opdyke, 1973; Shackleton et al., 1990; Berger y Wefer, 1992; Berger et al., 1994; Muldelsee y Stattegger, 1997; Howard, 1997; Paillard, 1998; Loutre y Berger, 1999). Otros autores proponen como fecha de cambio brusco climático dentro del Pleistoceno entorno los 700 ka, en el Estadio Isotópico Marino (MIS) 17 (Shackleton et al., 1990; Scherer, 1999).

Las variaciones climáticas favorecieron el desarrollo de unidades sedimentarias agradantes de baja amplitud durante el Cuaternario inferior en ambientes de talud, con el desarrollo de depósitos turbidíticos y contorníticos (Hernández-Molina et al., 1998, 2002; Rodero, 1999, Llave et al., 2002; Stow et al., 2002).

b) Cuaternario medio. Durante este intervalo de tiempo el régimen compresivo disminuye en intensidad (Malod y Mougenot, 1979), aunque entre 740 y 450 ka BP y entre 295 y 225 ka BP la compresión se intensificó (Fig. I.37) (Rodero et al., 1999) y cambió de una dirección NO-SE a ONO-ESE (Cabral, 1995; Ribeiro et al., 1996). Este cambio fue inducido por una subducción incipiente de la litosfera oceánica en los bancos submarinos de Gorringe y Guadalquivir y la consecuente concentración de la deformación a lo largo del litoral ibérico occidental, que funcionaba como una amplia zona de cizallamiento con orientación N-S (Malod, 1982).

En el margen continental se desarrollaron secuencias deposicionales en relación con ciclos de variación del nivel del mar de 4º orden (100 ka) controlados por los ciclos globales de excentricidad de Milankovitch y que fueron dominantes tras la MPR. Durante cada uno de estos ciclos, el nivel del mar se desplazaba progresivamente hacia la cuenca en los periodos regresivos, hasta alcanzar posiciones de bajo nivel caracterizadas por la exposición subaérea de la plataforma, y posteriormente la línea de costa migraba rápidamente hacia tierra hasta completar el ciclo, determinándose fluctuaciones eustáticas de 120-150 m de amplitud (Fig. I.36).


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Este carácter asimétrico de los ciclos favoreció el depósito en condiciones de descenso relativo del nivel del mar y de bajo nivel del mar, durante los cuales se desarrollaron depósitos pelágicos y hemipelágicos y de tipo contornítico en las zonas distales del margen, mientras que durante los intervalos transgresivos se favorecieron los procesos de baja sedimentación o no depósito (Figs. I.37 y I.38) (Hernández-Molina et al., 1998, 2000, 2002; Rodero et al., 1999; Llave et al., 2001).

Los intervalos de alto nivel que se corresponden con los interglaciares pudieron estar caracterizados por el desarrollo de varias pulsaciones correspondientes a subidas rápidas del nivel del mar. El Cuaternario medio finalizó durante el estadio isotópico de transición 6/5e tras el ascenso relativo que se sitúa aproximadamente hace 132 ka (Lario, 1996).

c) Cuaternario superior. El régimen tectónico durante gran parte de este intervalo (120-14 ka BP) fue compresivo (Rodero et al., 1999) (Fig. I.37). Las variaciones sedimentarias en el Pleistoceno superior han estado ligadas a cambios climático-eustáticos (Hernández-Molina et al., 2000, 2002). Este intervalo ha estado caracterizado por un ciclo eustático de 4º orden de carácter asimétrico que se ha desarrollado en los últimos 130 ka aproximadamente, desde el último máximo interglaciar hasta la actualidad (Figs. I.37 y I.38). Este ciclo ha sido modulado por ciclos asimétricos de mayor frecuencia de 5º orden, que han condicionado en gran medida la progradación del margen (Somoza et al., 1994, 1996, 1997; Lobo, 1995, 2000; Hernández-Molina et al., 2000, 2002).

—Intervalo regresivo. Se caracteriza por una tendencia general de descenso del nivel del mar caracterizada por descensos graduales y bruscos ascensos (Figs. I.37 y I.38). Esto condicionó que durante las etapas de bajo nivel del mar tuviera lugar la progradación y desarrollo de la plataforma y el desplazamiento de los depocentros hacia la cuenca favoreciendo el desarrollo

Figura I.37. Curva de cambio del nivel del mar así como los principales pulsos tectónicos propuesto para el Golfo de Cádiz durante el Cuaternario medio-terminal (Tomado de Rodero, 1999).

I. Introducción

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de los depósitos regresivos y de bajo nivel del mar (Somoza et al., 1994; 1996; 1997; Lobo, 1995, 2000; Hernández- Molina et al., 2000). El desarrollo de los depósitos regresivos se ha relacionado con la instauración en la plataforma de sistemas fluviales en el Algarve y en la Depresión del Guadalquivir, los cuales alimentaban a los depósitos deltáicos de borde de plataforma (Rodríguez-Ramírez, 1996; Hernández-Molina et al., 2000).

—Intervalo de bajo nivel. Durante el último intervalo glaciar (24-13 ka BP), la exposición subaérea de la plataforma alcanzó su máxima extensión, y el nivel del mar se situó en una mínima cota de -120 m con respecto al nivel actual (Figs. I.37 y I.38), estando la línea de costa a más de 10 km de la actual (Dabrio et al., 2000).

Figura I.38.- A) Modelo estratigráfico propuesto que explica la variabilidad lateral de la arquitectura estratigráfica del Pleistoceno superior/medio-Holoceno del margen continental de Cádiz dominado por la progradación del

margen producida por bajadas graduales del nivel del mar de 4º orden; B) Resumen de la interpretación de los sistemas deposicionales de 5º orden que forman la secuencia deposicional de 4º orden depositada durante los últimos 140 ka en el margen de Cádiz; C) Resumen de la interpretación de la secuencia de 4º orden depositada durante los

últimos 140 ka en el margen de Cádiz. FRWST: intervalos regresivos, LST: bajo nivel del mar; TST: intervalo transgresivo; HST: nivel alto del mar; HPD: Fase de asentamiento del depósito; PCH: Relleno de canal (Tomado de

Hernández-Molina et al., 2000).


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Dos sistemas fluviales importantes se encontraban instalados en la plataforma, la confluencia de los ríos Guadiana y Piedras en el sector occidental y el río Guadalquivir en el sector oriental (Lario, 1996; Rodríguez-Ramírez, 1996). Esto condicionó que el aporte sedimentario fuera más intenso en el borde de plataforma, donde tuvo lugar el desarrollo de depósitos prodeltáicos marginales con forma de cuña (Somoza et al., 1994, 1996, 1997; Lobo, 1995, 2000; López-Galindo et al., 1999; Hernández-Molina et al., 2000). La influencia de la corriente superficial atlántica, que circularía próxima al borde de plataforma, originó una superficie erosiva en el fondo del mar (Lobo,1995, 2000).

El gran aporte sedimentario de los ríos dio lugar a acumulaciones de talud, dentro de las cuales se desarrollaron fenómenos de deslizamientos y slumps en el talud superior, y el desarrollo de depósitos contorníticos en el talud medio (Llave et al., 2001).

—Intervalo transgresivo. Se produce un rápido ascenso del nivel del mar (Transgresión Flandriense) situándose cerca de su posición actual (Figs. I.37 y I.38). Este intervalo no fue continuo, sino que estuvo modulado por pequeñas estabilizaciones del nivel del mar: a) Intervalo transgresivo entre 14-11 ka BP que situó el nivel del mar 50-45 m bajo la posición actual; b) Estabilización o incluso un breve periodo regresivo coincidente con el evento climático del Younger Dryas, ocurrido entre 11-10.5 ka BP; c) Finalizado el Younger Dryas el nivel del mar continuó subiendo durante el Holoceno inferior hasta alcanzar su cota máxima hace 6.5-6.8 ka BP (Lario, 1996; Zazo et al., 1996; Hernández-Molina et al., 1998, 2000; Rodero et al., 1999).

Como consecuencia de estas variaciones del nivel del mar las condiciones sedimentarias en la plataforma y el talud continental cambiaron en función del desplazamiento de la línea de costa.

En la plataforma continental se desarrolló una superficie transgresiva debida al ascenso erosivo de la línea de costa, y sobre ella se desarrollaron depósitos retrogradantes asociados a terrazas costeras durante cortos periodos de estabilización, mientras que en zonas de bajo aporte sedimentario los procesos de retrabajamiento favorecieron la formación de una lámina de arena transgresiva (Gutiérrez-Mas et al., 1993, 1996; Hernández-Molina et al., 1994, 2000; Lobo, 1995, 2000; Roque, 1998; López-Galindo et al., 1999; Lobo et al., 2002).

En el talud continental se favoreció la formación de contornitas arenosas, ya que la disminución de los aportes terrígenos hacia la cuenca junto con la acción más eficaz y duradera del flujo mediterráneo favoreció la selección del sedimento y el retrabajamiento en el nivel de mezcla (Sierro et al.,1999).

– Intervalo de máximo eustático. El máximo nivel eustático ha sido datado entre 6.5 y 4.2 ka BP según diferentes autores (Zazo et al., 1994, 1996; Lario, 1996; Dabrio et al., 1998, 2000; Zazo et al., 2001) (Fig. I.38). Durante este máximo transgresivo, la llanura y las partes bajas de los valles costeros fueron inundadas y la morfología se configuró con entrantes y salientes (Dabrio y Polo, 1987; Dabrio et al., 2000) sobre los cuales la acción erosiva de las olas fue muy significativa (Rodríguez-Vidal, 1987), generando una gran cantidad de sedimentos (Rodríguez-Ramírez et al., 1997). En el talud medio, según Schönfeld y Zahn (2000) tiene lugar el desarrollo de contornitas arenosas concretamente en el margen portugués y a 5.5 ka B.P.

– Intervalo de alto nivel. La evolución durante el Holoceno se ha caracterizado por el desarrollo de deltas progradantes y cuñas infralitorales en el dominio de plataforma interna generados a partir de los principales cursos fluviales, como los ríos Guadalquivir y Guadiana y bajo la influencia del Flujo Atlántico (Fig. I.39) (Hernández-Molina et al., 1994, 2000; Lobo, 1995, 2000; Somoza et al., 1997; Roque, 1998; López-Galindo et al., 1999). La progradación de estas formaciones litorales ha estado controlada por los cambios del nivel del mar de alta frecuencia desarrollados durante este intervalo de alto nivel del mar (Lario, 1996).

I. Introducción

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Las fases de progradación se relacionan con periodos de estabilización o descenso del nivel del mar (Lario, 1996; Goy et al., 1996; Rodríguez-Ramírez et al., 1996a y b).

Los periodos erosivos se relacionan sin embargo con ascensos del nivel del mar, donde las barreras litorales se erosionan, los acantilados retroceden y los campos de dunas migran hacia tierra (Lario, 1996; Rodríguez-Ramírez et al., 1996a y b).

Se han descrito dos fases mayores de progradación (entre los 6.4/5.5 hasta los 3/2.7 ka y entre los 2.7/2.4 hasta la actualidad) separadas por un periodo de interrupción en la sedimentación debido a un ascenso del nivel del mar (Zazo et al., 1994, 1996; Lario et al., 1995, Lario, 1996; Goy et al., 1996; Rodríguez-Ramírez et al., 1996 a y b; Rodríguez-Vidal et al., 1997).

En el talud cabe destacar el desarrollo de cuerpos progradantes de tipo contornítico y procesos erosivos asociados al Flujo Mediterráneo de Salida (Fig. I.39) (Maldonado y Nelson, 1999).

Algunos autores consideran el intervalo comprendido entre los 2 ka BP y la actualidad como el periodo de desarrollo de contornitas arenosas dentro del Holoceno por intensificación de la corriente de fondo (Faugères et al., 1984 a y b, 1985, 1986; Stow et al., 1986).

I.5. CARACTERÍSTICAS OCEANOGRÁFICAS DEL GOLFO DE CÁDIZ

El Golfo de Cádiz está caracterizado por presentar una fuerte dinámica oceanográfica controlada por el intercambio de masas de agua a través del Estrecho de Gibraltar (Fig. I.40) (Ochoa y Bray, 1991).

Figura I.39. Facies sedimentarias, procesos y arquitectura de facies del régimen de alto nivel Holoceno (Tomado de Rodero, 1999).


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En el Estrecho el agua atlántica y el flujo mediterráneo circulan con direcciones contrarias existiendo una entrada de agua atlántica superficial en el Mar Mediterráneo, y un flujo mediterráneo de salida profundo (Lacombe y Lizeray, 1959; Ochoa y Bray, l99l; Nelson et al., 1999; Hernández-Molina et al., 2003). Este doble flujo se produce porque la cuenca Mediterránea presenta un balance hídrico negativo, por exceso de evaporación, ya que el volumen de agua entrante por aporte fluvial y precipitaciones es inferior al que pierde por evaporación. Esto se debe a que los ríos que desembocan en el Mediterráneo son de poco caudal, y se trata de una zona templada con temperaturas ambientales relativamente altas.

Para poder llegar a un equilibrio se produce la entrada de agua desde el Atlántico a la cuenca mediterránea a través del Estrecho de Gibraltar. Sin embargo, esta entrada supone un volumen mayor al de la evaporación, de modo que el equilibrio hídrico se produce con la salida de un volumen de agua mediterránea hacia el Atlántico (Ochoa y Bray, 1991). Se han estimado flujos de 0.72 Sv para el agua entrante, y 0.68 Sv para el agua de salida (Bryden et al., 1994), correspondiendo la diferencia al déficit por evaporación.

Se establece entonces un sistema de circulación en el que intervienen varias de las masas de agua presentes en el Golfo de Cádiz. Estas masas de agua son:

I.5.1. Masas de agua atlántica

En el Golfo de Cádiz se han diferenciado tres masas de agua de origen atlántico que de menor a mayor profundidad son las siguientes (Fig. I.40):

1) Masa de Agua Superficial Atlántica (Atlantic Superficial Water, ASW). Es la capa más superficial de agua que, fluyendo hasta los l00 m de profundidad, se forma como consecuencia de fenómenos atmosféricos en el Golfo de Cádiz. Muestra una termoclina estacional de 5º/ 100 m y unas isohalinas

Figura I.40. Esquema general de circulación de masas de agua en el Golfo de Cádiz (Modificado de Hernández-Molina et al. (2003).

I. Introducción

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de alrededor 36.4 %o. La termoclina estacional sufre variaciones debidas al calentamiento solar durante el verano y a las bajas temperaturas durante el invierno (Gascard y Richez, 1985).

2) Masa de Agua Central Noratlántica (North-Atlantic Central Water, NACW). Esta capa fluye entre los 100 y 700 m de profundidad constituyendo una masa aislada que procede de la Corriente de Portugal y que al separarse del la Corriente del Golfo toma una dirección NO-SE hacia el Golfo de Cádiz (Johnson y Stevens, 2000). Sobre el paralelo 35º N se separa una rama que fluye hacia el E con un patrón de corriente meandriforme hacia el Golfo de Cádiz (Caralp, 1988). Se caracteriza por presentar unos valores de temperatura de 12-16º C y salinidad de 35.7-36.25 %o (Caralp, 1988, 1992).

Estas dos masas de agua constituyen la Corriente de Influjo Atlántico, que se desplaza sobre la plataforma-talud superior del Golfo de Cádiz entre el cabo de San Vicente y Tarifa, circulando en el sentido de las agujas del reloj hacia el SE (Martínez et al., 1998; Nelson et al., 1999). Una vez en el Estrecho de Gibraltar una parte de esta masa de agua fluye por la superficie hacia el Mar Mediterráneo.

De forma general la velocidad del Influjo Atlántico aumenta en dirección SE (Nelson et al., 1999) (Fig. I.40), determinándose velocidades medias de 10-15 cm/s sobre la plataforma que aumentan a valores superiores a 100 cm/s en el Estrecho de Gibraltar (Lacombe y Lizeray, 1959; Parrilla y Kinder, 1987). Este incremento en la velocidad se debe en parte a las características fisiográficas de la plataforma, debido a la existencia de un umbral submarino al S de Cádiz (Lobo, 1995; Nelson et al., 1999; Lobo et al., 2000). El flujo de agua atlántica que penetra en el Mar Mediterráneo presenta grandes diferencias temporales, probablemente en relación con la distribución de presiones atmosféricas en dicha región (Lacombe y Lizeray, 1959).

3) Agua Profunda Noratlántica (North Atlantic Deep Water, NADW) que circula a profundidades mayores a 1500 m presentando una temperatura de 3-8º C, una salinidad de 34.95-35.2 %o y una elevada oxigenación de 5.3-5.5 ml/1 (Reid, 1979; Caralp, 1988, 1992). Su procedencia se localiza en una fuente de agua profunda en el Mar de Noruega-Groenlandia, y circula hacia el S a través de los estrechos del Atlántico Norte (Fig. I.40) (Reid, 1979; Caralp, 1988, 1992).

I.5.2. Masa de agua mediterránea de salida (MOW)

Dentro de la dinámica oceanográfica del Golfo de Cádiz, la masa de agua Mediterránea de Salida (Mediterranean Outflow Water, MOW), o vena mediterránea, juega un importante papel en la sedimentación del talud continental, tomando una dirección SE-NO (Fig. I.40) (Melières, 1974).

La masa de agua Mediterránea de Salida se forma por la mezcla de dos masas de agua con características diferentes (Gascard y Richez, 1985; Kinder y Parrilla, 1987; Minas et al., 1991):

1) Agua Levantina Intermedia (Levantine Intermediate Water, LIW). Se forma en la zona más oriental del Mar Mediterráneo y viaja hacia el Estrecho de Gibraltar a través del Mar de Alborán, bifurcándose alrededor de la Isla de Alborán. Entonces fluye a lo largo de la base del margen continental español con una velocidad variable entre los 5 y 10 cm/s. Es una masa de agua somera (200-600 m) cuya contribución a la MOW es muy significativa.

2) Agua Profunda Occidental Mediterránea (Western Mediterranean Deep Water, WMDW). Esta masa de agua se forma en el N de la cuenca occidental, en el Golfo de León. Circula a mayor profundidad (400-800 m) cerca del fondo y a unos 2 cm/s de velocidad. Fluye a lo largo de la base del talud continental Africano subiendo hacia el Estrecho de Gibraltar. Su contribución al flujo mediterráneo es episódica ya que se caracteriza por una elevada variabilidad temporal y espacial, siendo la variación temporal especialmente importante durante periodos mareales. (Kinder y Parrilla, 1987).


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El aporte del LIW es mayoritario, aproximadamente de un 90% del volumen total. El resultado es una masa de agua con una salinidad característica superior a 36.2 %o, temperaturas mayores a 13º C, y una oxigenación de alrededor de 4.4 ml/1, así como un bajo contenido en nutrientes (Madelain, 1976; Bethoux, 1980; Bryden y Stommel, 1982; Bryden y Stommel, 1984; Harmelin y d’Hondt, 1993).

La MOW circula por el Estrecho hacia el O por debajo de la corriente atlántica superficial (Atlantic Inflow Water, AIW), estando la interfase entre ambas masas de agua caracterizada por un fuerte gradiente de salinidad vertical (37.0-37.5 %o) y oscilando entre 40 y 200 m de profundidad (Gascard y Richez, 1985), debido a la influencia del intercambio de masas de agua, la topografía del fondo, oscilaciones barométricas, efecto del viento y las ondas internas. Estas últimas oscilan en función del flujo mareal (Boyce, 1975), y son más regulares en la parte O del Estrecho (Lacombe et al., 1968).

El flujo de la MOW se origina como una corriente termohalina que al entrar en el Golfo de Cádiz sufre una aceleración gravitacional a favor de la pendiente.

La MOW está controlada por la fuerza de presión causada por la diferencia de densidad, la pendiente, la fricción por fondo y la estratificación ambiental, produciéndose un aumento de la aceleración por la mezcla con el agua atlántica (Steward, 2000; Baringer y Price, 1999). Ambar et al. (1999) han observado una fuerte variabilidad intra-anual tanto en la extensión lateral de la corriente como en su régimen de velocidad, con escalas que varían desde pocos días hasta escalas estacionales, hallando una relación directa entre velocidad y valores de temperatura y salinidad.

La topografía influye de forma importante sobre la inestabilidad de la corriente, aumentando los gradientes termohalinos sobre los canales y disminuyendo cerca de los cabos (Cherubin et al., 2000). Estos numerosos cambios que experimenta la MOW en dirección y velocidad proponen dividir en varios tramos la trayectoria que va siguiendo en el Golfo de Cádiz (Figs. I.40 y I.41) (García, 2002; Hernández-Molina et al., 2003):

a) Zona de salida del Estrecho (Figs. I.40 y I.41). Debido a la restricción por la que pasa la MOW por el Estrecho de Gibraltar, limitada por una profundidad mínima de agua de 200 m por debajo del flujo de agua Atlántica entrante, se produce un aumento de su velocidad a la salida del Estrecho. Igualmente, su interacción con el fondo se incrementa de forma significativa, alcanzando un pico de velocidad de aproximadamente 250 cm/s (Zenk, 1975 a). El área principal de salida del agua mediterránea se encuentra en el Umbral del Estrecho (5º 45' O). Esta aceleración de la corriente está condicionada por la fuerza de Coriolis, procesos de intrusión y la topografía irregular (Madelain, 1970). La corriente se desplaza desde el umbral hasta alcanzar una profundidad de equilibrio entre 600 y 1500 m.

b) Zona comprendida entre el Umbral del Estrecho y el meridiano 6º 30' O (Figs. I.40 y I.41). La corriente sufre un giro hacia la derecha por la fuerza de Coriolis de manera que fluye paralela al talud con una dirección SE-NO, con velocidades que oscilan entre los 40 y 200 cm/s (Ambar y Howe, 1979a y b). La MOW se caracteriza por unos valores de salinidad superiores a 38.2 %o y temperatura inferiores a 12.9º C (Kinder y Parrilla, 1987). Las dimensiones del flujo en esta zona son de 15 km de largo y 150-200 m de ancho, con una velocidad de 40 cm/s en las capas altas y más de 200 cm/s en las capas bajas (Ambar y Howe, 1979a y b). La interfase con el AI se da a los 200 m de profundidad en el límite norte, mientras que en la zona meridional del flujo se sitúa a más de 320 m.

c) Zona comprendida entre los 6º 30' y 7º O (Figs. I.40 y I.41). El flujo continúa en dirección NO siguiendo el contorno batimétrico, limitado por los relieves topográficos del talud, principalmente por las dorsales diapíricas de dirección NE-SO situadas en el talud medio (Madelain, 1970; Kenyon y Belderson, 1973; Díaz del Río et al., 1998; García, 2002).

I. Introducción

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La velocidad decrece respecto a la zona anterior hasta alcanzar los 180 cm/s, así como la temperatura y salinidad, con la consiguiente disminución de la intensidad de la corriente (Lacombe et al., 1968; Ambar et al., 1976). En esta zona la MOW se divide en dos ramas (Zenk, 1970; Ambar y Howe, 1979a y b; García, 2002):

– Núcleo superior (Mediterranean Upper Water, MU). Circula entre 750-800 m de profundidad siguiendo el contorno del talud. Se caracteriza por una velocidad media de 46 cm/s, una temperatura de 13.72º C, una salinidad de 37.07 %o y una baja concentración de nutrientes. Sufre una reducción de salinidad del 20 % tras su paso por el Golfo de Cádiz (Ambar et al., 1976).

– Núcleo inferior, que es el núcleo principal (Mediterranean Lower Water, MI) caracterizado por una velocidad de 20-30 cm/s y un máximo de temperatura (13.6º C) y salinidad (37.42 %o). Circula siguiendo el perfil del talud por la isobata de -1200 m (Swallow, 1969; Molina, 1975; Ambar y Howe, 1979a y b; Johnson y Stevens, 2000). En esta zona se produce la escisión de una vena de agua que toma una dirección SO (Madelain, 1970).


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Figura I.41.- A) Esquema de la circulación de la Corriente Mediterránea de Salida (MOW) en el Golfo de Cádiz; B) Mapa de velocidades de la MOW; C) Mapa de la salinidad de la MOW; D) Mapa de la temperatura del fondo

(García, 2002).

Ambos cuerpos de agua mediterránea se distribuyen hacia el NO (Ambar y Howe, 1979a y b) mostrando una gran variabilidad temporal (Zenk, 1970), como consecuencia de variaciones en la tasa de salida en la región fuente (Zenk, 1975b), del efecto de los vientos del NO y de la modulación de la fuerza de flujo a través del Estrecho, causada bien por la influencia del ciclo mareal o por la ruptura del balance de la presión de aire (Thorpe, 1976).

I. Introducción

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d) Zona comprendida entre 7º y 8º 40’ O (Figs. I.40 y I.41). En esta zona correspondiente al talud superior y medio, el flujo de la MOW sigue trayectorias muy definidas (García, 2002).

El Núcleo superior sigue el contorno batimétrico hasta encontrarse con el cambio de dirección que experimenta el talud superior frente a Huelva, zona donde se produce una aumento notable de su velocidad y su consecuente encajamiento. Se han medido velocidades en torno a 20 cm/s a 8º 30’ O.

En esta zona los relieves del talud medio producen en la corriente una gran inestabilidad, lo que conlleva el origen de meandros en el flujo, y la subdivisión en distintos brazos por efecto de la morfología (Stanton, 1983).

El Núcleo inferior concentra la mayor parte del flujo mediterráneo a esta longitud (Madelain, 1970). La distribución de estos brazos es la siguiente (Figs. I.40 y I.41) (García, 2002; Hernández-Molina et al., 2003):

– El Brazo Meridional se separa a partir del punto 36º 25’ N, 7º 20’ O, con dirección SO. Lleva un flujo de velocidades entre 20 y 40 cm/s (Zenk, 1975 a).

– El Brazo Principal se separa aproximadamente en el punto 36º 20’ N, 7º 20’ O por efecto de la topografía, tomando una dirección OSO. En el brazo principal se han medido velocidades de corriente de 26 cm/s entre 880 y 895 m de profundidad (Zenk, 1975 a).

– El Brazo Intermedio se separa del Núcleo inferior en el punto 36º 30’ N, 7º 30’ O, tomando una dirección NO. La velocidad de la corriente en este brazo alcanza los 50 cm/s.

Al llegar a 8º aproximadamente se produce la unión de los brazos principal y meridional.

e) Salida del Golfo de Cádiz (Figs. I.40 y I.41). En esta zona la fuerza de Coriolis, los procesos de mezcla y la diferencia de densidad siguen afectando a las diferentes ramas que se han ido separando a lo largo del talud.

Una vez pasada el área de obstáculos morfológicos, las ramas toman una dirección N-NO hacia el océano Atlántico. Se han medido velocidades de hasta 73 cm/s cerca del cabo de San Vicente en el núcleo principal del flujo de salida (Howe, 1984).

La salida se produce en tres flujos separados en distintas profundidades (Fig. I.40) (Grundlingh, 1981):

Flujo Superficial. Se localiza a profundidades entre 500 y 600 m, procediendo del núcleo superior. Al pasar el Cabo de San Vicente continúa hacia el N bordeando el margen portugués. Flujo Central. Procede del brazo intermedio, localizado a profundidades entre 700 y 900 m.y que sigue en dirección N a NO hacia el Océano Atlántico. Flujo Inferior. Toma una dirección NO a profundidades entre 1200 y 1500 m. Es continuación del núcleo principal de salida procedente de los brazos principal y meridional dirigiéndose hacia el Océano Atlántico con dirección NO.

Aguas afuera de cabo San Vicente el agua mediterránea se extiende a profundidades intermedias a través del Océano Atlántico, formando la denominada “Lengua Salina Mediterránea”.

Se trata de una región de agua de alta salinidad, considerada tradicionalmente como una estructura advectiva/difusiva resultante de la combinación del flujo de agua salina hacia el O y su mezcla con las aguas atlánticas menos salinas.


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En esta zona próxima al cabo de San Vicente o más hacia el O, es donde se ha localizado también que tiene lugar la formación de meddies, generados a partir del cuerpo inferior de agua mediterránea.

Parte de este agua puede despegarse del talud y desplazarse hasta aguas más profundas (Bower et al., 1995; Ambar et al., 1999). Estos cuerpos se identifican por presentar unos máximos de salinidad a 800-500 m de profundidad, y un máximo de velocidad a 900 m de profundidad (Käse et al., 1989).

Se definen como masas lenticulares de agua salina y templada con rotación anticiclónica, procedentes del Mediterráneo y encontradas en el Océano Atlántico. Los meddies transportan agua mediterránea, sin producirse la mezcla con las aguas de alrededor, durante periodos que pueden llegar a varios meses.

I.6. CARACTERÍSTICAS PALEOCEANOGRÁFICAS DE LA MOW

En términos generales, se puede presumir que el patrón de circulación actual empezó a desarrollarse después de la apertura del Estrecho de Gibraltar en el Plioceno inferior, al término de la “Crisis Salina del Messiniense” (Kenyon y Belderson, 1973; Nelson et al., 1993; Maldonado y Nelson, 1999). Desde entonces el Estrecho de Gibraltar ha controlado la dinámica de intercambio de masas de agua entre el Golfo de Cádiz y el Mar de Alborán a lo largo del tiempo. Las condiciones paleoceanográficas en el Golfo de Cádiz han cambiado en función no sólo de la tectónica y su influencia en el estrecho, sino también según las variaciones del nivel del mar, controladas por los ciclos glaciares (Boyle y Keigwin, 1982; Zahn et al., 1987).

Durante el Plioceno inferior se piensa que se desarrolló un tipo de intercambio de masas de agua entre el Atlántico y el Mediterráneo tipo estuario (flujo entrante Atlántico intermedio y flujo saliente Mediterráneo superficial), indicando un balance de agua positivo y por tanto en condiciones mucho más húmedas de la región del Mediterráneo que en la actualidad (Thunnel et al., 1991). Un marcado enfriamiento global hace unos 2.4 Ma produjo condiciones más áridas en la región mediterránea, estableciéndose un balance de agua negativo y consecuentemente un intercambio de agua entre el Mediterráneo y el Atlántico tipo anti-estuario similar a la situación actual (Loubere, 1987; Thunnel et al., 1991).

Desde hace 2.4. Ma, el intercambio de masas de agua ha experimentado un cambio considerable en relación con los cambios climáticos y del nivel del mar (Huang y Stanley, 1972; Diester-Haas, 1973; Grousset et al., 1988; Vergnaud-Grazzini et al., 1989; Caralp, 1988, 1992; Nelson et al., 1993, 1999; Hall y McCave, 2000; Shönfeld y Zahn, 2000). En este sentido, durante los intervalos de alto nivel del mar se favorecía la acción de los flujos de corrientes, estableciéndose una gradación de velocidades que decrecían en dirección NO (Nelson et al., 1993, 1999), incrementándose en las depresiones y al sur de las costas de Faro (Mougenot y Vanney, 1981). Desde el último estadio glaciar hasta la actualidad se tiene un mejor conocimiento de la circulación de la MOW y las variaciones del nivel del mar se conocen mejor (Fig. I.42).

1) Durante el último estadio glaciar (20.000-18.000 años A.C.) el Mar Mediterráneo era una cuenca de disolución (Huang y Stanley, 1972; Stanley et al., 1975) con un intercambio vertical entre las masas de agua importante y una buena oxigenación de las cuencas profundas, por tanto permitiendo una muy alta productividad bentónica (Caralp, 1988; 1992). Diversos autores opinan que durante este período la intensidad de la corriente mediterránea era escasa teniendo lugar la génesis de las contornitas fangosas (Gardner y Kidd, 1983; Faugères et al., 1984, 1985, 1986; Caralp, 1988; 1992; Cremer et al., 1993; Rohling y Bryden, 1994; Nelson et al., 1999; Sierro et al., 1999, Thomson et al., 1999; Hall y Mc Cave, 2000). Por otro lado existe una opinión contraria, que defiende que la intensidad de la corriente era superior a la que puede existir actualmente desarrollándose contornitas arenosas (Melières, 1974; Abrantes, 1988; Vergnaud-Grazzini et al., 1989; Cacho et al., 2000; Schönfeld y Zahn, 2000).

I. Introducción

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2) Lo que está más reconocido en la bibliografía es que durante el estadio de deglaciación (15.000-13.000 años A.C.) el flujo de la MOW aumentó en intensidad, especialmente observado durante el intervalo de Bolling Allerod (14-11 ka BP) (Caralp, 1988; 1992; Sierro et al., 1999; Schönfeld y Zahn, 2000) mientras que Faugères et al. (1984, 1985, 1986) y Stow et al. (1986) consideran que la mayor actividad del flujo mediterráneo tuvo lugar entre 15-14 ka BP.

3) Entre los 10.000-11.000 años A.C. (Younger Dryas), la MOW disminuye y existe un menor desarrollo de las contornitas arenosas según Faugères et al. (1984, 1985, 1986), Nelson et al. (1993, 1999), Stow et al. (1986) y Sierro et al. (1999), así como los nutrientes y la productividad de las cuencas Mediterráneas profundas. No obstante otros autores como Caralp, (1988, 1992), Vergnaud-Grazzini et al. (1989), Shönfeld y Zahn, (2000), Cacho et al. (2000) consideran todo lo contrario.

4) Después del Younger Dryas la MOW tuvo una marcada intensificación hacia el oeste (Faugères et al., 1984, 1985, 1986; Nelson et al., 1993; Sierro et al., 1999), especialmente durante el intervalo 10-9 ka BP (Stow et al., 1986). Durante el Holoceno inicial (10.000-7.000 años A.C.) desapareció la productividad bentónica, se redujo de nuevo la circulación y se estableció una termoclina casi permanente y el flujo de la MOW disminuye (Caralp, 1988, 1992).

5) Finalmente en el Holoceno terminal (desde los 7.000 años A.C), se establece una alta productividad bentónica junto con un aumento de la MOW hasta el nivel actual (Stow et al., 1986; Abrantes, 1988; Caralp, 1988, 1992; Vergnaud-Grazzini et al., 1989; Faugères et al., 1994), especialmente produciéndose una intensificación de la MOW hace unos 2000 años (Faugères et al., 1984, 1985, 1986; Stow et al., 1986).

Figura I.42. Caracterización paleoceanográfica reciente del Golfo de Cádiz. l) Evolución hipotética de la estructura profunda de agua en la zona de intercambio Atlántico-Mediterráneo en los últimos 18.000 años. NADW: Agua

atlántica profunda. MOW: Flujo mediterráneo de salida; 2) Masas de agua profundas en el Golfo de Cádiz y en el Atlántico NE desde hace 18.000 años: A) Sección N-S durante el Holoceno y la actualidad; 1.- Flujo mediterráneo,

2.- Agua profunda atlántica, 3.- Agua antártica Fuente de agua profunda. B y C) Sección hipotética durante el último periodo glaciar; 1.- Flujo mediterráneo glaciar, 2.- Agua profunda atlántica glaciar, 3.- Masa de agua muy

pobre en oxigeno, 4.- Masas de agua pobres en oxígeno, 5.- Fuente de agua profunda. B) Sección N-S. C) Sección E-O en el área de Gibraltar (Tomado de Caralp, 1988,1992).


6

II. Los sistemas deposicionales contorníticos: antecedentes conceptuales y características

65

II. LOS SISTEMAS DEPOSICIONALES CONTORNÍTICOS: ANTECEDENTES CONCEPTUALES Y CARACTERÍSTICAS

II.1. CONCEPTO Y ANTECEDENTES

Los depósitos “de deriva” (drifts), “contorníticos” (contornitic drifs) o “contouríticos” (contouritic) fueron definidos por primera vez por Heezen et al. (1966) como aquellos “sedimentos depositados mediante corrientes termohalinas de fondo que circulan paralelas a las isobatas” (Fig. II.1).

Desde entonces diferentes autores han sugerido un amplio rango de tipos de corrientes de fondo que pueden generar una sedimentación contornítica (Lovell y Stow, 1981; Okada y Ohta, 1993; Marani et al., 1993).

Figura II.1. Esquema de la sedimentación clástica marina profunda en el que se han señalado los depósitos contorníticos (Modificado de Einsele, 2000).

Los depósitos asociados a las corrientes de contorno mediante flujos geostróficos son los más frecuentes y han sido descritos desde los 5000 m de profundidad (McCave y Tucholke, 1986) hasta plataformas pelágicas a 500-700 m de profundidad (Faugères et al., 1984a), y tanto en márgenes pasivos (Heezen et al., 1966) como en márgenes activos (Reed et al., 1987).

Además de esta aplicación, el término contornitas se ha utilizado para sedimentos depositados entre los 100 y 1000 m de profundidad y asociados genéticamente con: ondas internas; mareas internas; corrientes generadas por el viento en plataformas continentales; corrientes de upwelling; corrientes ascendentes y descendentes por los cañones submarinos e incluso se ha aplicado a corrientes influenciadas por la descarga fluvial en ambientes lacustres (Flood y Johnson, 1984; Cacchione et al., 1988; Colella, 1990; Okada y Ohta, 1993).

DEPÓSITOS CONTORNÍTICOSAbanícos Submarinos

Sedimentación Eupelágica

Cuñas de Deyección

Depósitos de flujos de masas de gravedad

Corrientes LitoralesCorrientes de retorno

Materia particulada en suspensión

Aportes fluviales

Corrientes de contorno

Agregados y material terrígenode tamaño de grano fino

Sedimentos eólicosCenizas volcánicas

GulliesCañón

submarinoProducción Planctónica

Canales profundos

Sedimentación Hemipelágica

SurcosMontículos

Incremento en componentes biogénicos

Capa Nefeloide

Valles


66

La utilización del término “sedimentación contornítica” ha sido muy amplia desde su origen aunque en ocasiones ha dado lugar a aplicaciones equivocadas o confusas.

Fueron Hollister y Heezen (1972) los que aportaron una definición más exacta considerando los depósitos contorníticos como aquellos “sedimentos depositados o reelaborados por las corrientes de fondo resultado de la circulación termohalina en los océanos y depositados en todos los océanos a profundidades superiores a los 500 m” (Fig. II.1).

Esta definición ha sido asumida por otros muchos autores (Stow y Lovell, 1979; Lovell y Stow, 1981; Gonthier et al., 1984; Robertson y Ogg, 1986; Pickering et al., 1989; Faugères y Stow, 1993; Stow y Faugères, 1993; Stow, 1994; Faugères et al., 1999) y es la más considerada en la actualidad. En esta definición el término corrientes de fondo incluye a las corrientes de contorno (contour currents) propiamente dichas, así como a los otros posibles tipos de corrientes comentadas anteriormente.

Generalmente la sedimentación marina es consecuencia de la acción combinada de procesos transversales descendentes por el talud (downslope) así como por la acción de procesos longitudinales al talud (alongslope). Fueron Pickering et al. (1989) y posteriormente Faugères et al. (1999) los que pondrían de manifiesto que la sedimentación marina profunda está producida por la acción combinada de ambos procesos relacionados con las corrientes de fondo.

Además, los depósitos contorníticos se pueden generar como el miembro final de los flujos gravitatorios. Una corriente de turbidez de concentración y velocidad baja podría ser deflectada de su trayectoria pendiente abajo, por la fuerza de Coriolis, hacia una dirección paralela a dicha pendiente. A partir de ahí, puede pasar a una corriente de fondo contornítica (Walker, 1992; Stow, 1994; Einsele, 2000).

Durante las últimas décadas y como consecuencia de las intensas investigaciones, incluyendo los proyectos de perforación profunda "Deep Sea Drilling Project" DSDP y el "Ocean Drilling Program" ODP, el conocimiento sobre los sedimentos en los océanos actuales y antiguos se ha incrementado enormemente y dieron lugar a la denominada “Revolución contornítica”. Se pone de manifiesto la presencia generalizada de los depósitos contorníticos en las cuencas marinas, así como que los procesos de erosión y resedimentación en aguas profundas constituyen procesos de enorme importancia que condicionan que las secuencias sedimentarias estén con frecuencia incompletas.

A partir del estudio del registro estratigráfico se observa que las extensas superficies de erosión son producidas por la acción de las corrientes de fondo como consecuencia de los cambios climáticos y los cambios en la configuración tectónica de las cuencas oceánicas (Kennett, 1982; Einsele, 2000). A su vez con los proyectos DSDP y ODP se determinan paleocorrientes de contorno en base al estudio de antiguos depósitos contorníticos (Moore et al., 1978; Berger, 1981; Thiede, 1981; Ehrmann y Thiede, 1985; Burckle y Abrams, 1987; MacLeod y Keller, 1991).

Los primeros estudios importantes sobre los depósitos asociados a las corrientes profundas fueron realizados por Heezen y Hollister (1963) y Schneider y Heezen (1964) en el sector occidental del Océano Nor-Atlántico. Las técnicas de estudio fueron desarrolladas por Heezen y Hollister usando fotografías en seamounts, escarpes y canales profundos, mostrando muchas evidencias de la actividad de corrientes sobre el fondo. Heezen et al. (1966) y Hollister y Heezen, (1967) plantean por vez primera las corrientes de fondo oceánico de contorno como alternativa a las corrientes de turbidez.

Las bases para la caracterización de los depósitos contorníticos depositados por las corrientes de fondo oceánico fueron establecidas por Stow y Lovell, (1979) y Lovell y Stow, (1981). Kennett (1982) efectúa una primera síntesis sobre los efectos erosivos y deposicionales de las corrientes profundas en la sedimentación destacando las estructuras sedimentarias que pueden estar presentes en dichos


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depósitos. Pickering et al. (1989) realizaron una de las revisiones más reciente y más completa de los procesos y facies sedimentarias profundas proponiendo una nueva clasificación de los ambientes marinos profundos en la cual se incluyen los depósitos pelágicos, turbidíticos y contorníticos.

A lo largo de los años noventa se realizaron diversas síntesis sobre la sedimentación contornítica y los efectos de las corrientes profundas sobre el fondo por Einsele (1992, 2000); Walker (1992); Stow (1994); Stow et al. (1996) y Zhenzhong et al. (1998) además se desarrollaron diversas clasificaciones de los depósitos contorníticos (Stow et al., 1996; Faugères et al., 1999) en la que se contempla la sedimentación contornítica como un sistema deposicional con entidad propia.

Faugères et al. (1984a, 1985a) y Gonthier et al. (1984) fueron los primeros autores que efectuaron una caracterización sedimentológica y sísmica detallada de los depósitos contorníticos. Stow y Piper (1984b), describen y caracterizan las secuencias sedimentarias de tamaño de grano fino. Hill (1984) mostró que los depósitos turbidíticos de tamaño de grano fino y los depósitos contorníticos representan miembros finales de una sedimentación continua en los sedimentos de las cuencas oceánicas cuyos procesos fueron posteriormente determinados en detalle por Stow y Wetzel (1990).

Desde 1983 hasta la actualidad se han realizado estudios de estratigrafía sísmica de los depósitos marinos profundos, incluyendo las contornitas. A partir de aquí se empezó a obtener una primera idea de sus morfologías y estructuración interna (Mitchum, 1985; McCave y Tucholke, 1986; Faugères y Stow, 1993; Faugères et al., 1993). Se han llevado a cabo trabajos más específicos caracterizando las facies sísmicas de los depósitos contorníticos (Mougenot y Vanney, 1982; Faugères et al., 1985a; Faugères et al., 1998; Kennard et al., 1990; Eiken y Hinz, 1993; Marani et al., 1993; Mezerais et al., 1993; Carter y McCave, 1994; Howe et al., 1994; Stoker, 1998; Viana, 1998; Faugères et al., 1999).

Las aportaciones del registro fósil de Mutti (1985) junto con el conocimiento de las secuencias sedimentarias actuales, han permitido integrar los modelos de los sistemas clásticos profundos en la moderna estratigrafía de eventos y así poder relacionarlos con las oscilaciones del nivel del mar.

Estos modelos han sido posteriormente englobados dentro del modelo conceptual de la Estratigrafía Secuencial (Haq et al., 1977; Vail et al., 1977 a y b; Vail, 1987; Van Wagoner et al., 1987, 1988; Posamentier y Vail 1988; Posamentier et al., 1988; Haq, 1991; Vail et al., 1991; Posamentier et al., 1993; Haq, 1993).

Aunque la aplicación de la estratigrafía secuencial al estudio de los sedimentos profundos recientes está suponiendo el replanteamiento de algunos de los conceptos del modelo original de la estratigrafía secuencial, sin embargo, existen aún muchas controversias acerca de cuándo se favorece el desarrollo de los depósitos contorníticos. En este sentido, Pickering et al. (1989) Faugères y Stow (1993); Faugères et al. (1999) han considerado que el desarrollo de los drift contorníticos no se fija claramente para una determinada posición del nivel del mar.

La tendencia futura sobre el estudio de los depósitos contorníticos está enfocada en su caracterización sedimentológica en detalle, así como en el establecimiento de modelos de facies que permitan su identificación y diferenciación a pequeña escala respecto a otras facies clásticas profundas actuales como en el registro fósil.

La identificación e interpretación de los sedimentos contorníticos es uno de los objetivos prioritarios en el análisis de cuencas y reconstrucciones paleogeográficas, especialmente por sus aplicaciones a la búsqueda de recursos minerales y energéticos marinos. Su reconocimiento es importante como indicadores del paleoclima, paleogeografía, paleotectónica y condiciones paleohidrológicas.


68

Zonas donde se forman y hunden las masas de aguas profundas

Zonas donde se forman y hunden las masas de agua intermedia

Zonas principales de upwelling

II.2. PROCESOS DE TRANSPORTE MEDIANTE CORRIENTES DE CONTORNO

II.2.1. La circulación termohalina

Los principales mecanismos que producen la circulación oceánica son: a) el viento, que genera la circulación superficial horizontal o las corrientes de deriva, b) variaciones en la densidad del agua que generan una circulación termohalina esencialmente vertical, y que permite la circulación profunda y la generación de las corrientes de densidad (Fig. II.2). Ambas circulaciones están afectadas por el movimiento de rotación de la tierra, desarrollándose los flujos geostróficos.

Figura II.2. Modelo de circulación profunda en las cuencas oceánicas (Adaptado según Bearmon, 1989 b y Garrison, 1996).

El modelo de circulación de las masas de aguas profundas (Fig. II.2) fue establecido por Stommel (1958) y Stommel y Aarons (1960 a y b) y fue posteriormente comprobado por Tomalzin (1985). Dicha circulación está controlada por los siguientes factores: diferencia de temperaturas; diferencias de densidad; la formación de aguas profundas en las áreas fuente; la topografía oceánica; la conexión interoceánica y estrechos; y la fuerza de Coriolis debido a la rotación de la Tierra (Kennet, 1982; Zhenzhong, et al., 1998; Stewart, 2000).

La circulación termohalina está controlada por el gradiente de temperatura entre los polos y el ecuador, y circula sobre todo el área oceánica (Fig. II.2) (Faugères et al., 1993; Pedlosky, 1996; Stewart, 2000).

El agua oceánica al poseer diferentes densidades no tiene una condición estable, sino que es circular, de manera que en las aguas superficiales de las altas latitudes relativamente densas se hunden (Fig. II.3) y son reemplazadas por la masa de agua menos densa de las bajas latitudes (Stommel, 1958; Ewing y Thorndike, 1965; Worthington, 1976; Biscaye y Eittreim, 1977; Pond y Picard, 1978).


69

El hundimiento de las masas de agua densas genera una circulación vertical (Fig. II.3) que alcanza profundidades intermedias e incluso el fondo oceánico, alimentando a las corrientes intermedias o profundas (Einsele, 2000; Stewart, 2000).

Estas corrientes fluyen durante distancias considerables a diferentes niveles en las cuencas oceánicas hacia el ecuador, donde localmente pueden aflorar y están sujetas al efecto de Coriolis y de esta manera tiende a girar a la derecha en el hemisferio norte y a la izquierda en el hemisferio sur (Fig. II.2).

Las corrientes profundas también pueden estar presentes en el límite oriental pero fluyen en dirección contraria, hacia los polos en el hemisferio norte y al contrario en el hemisferio sur (Fig. II.2). Estas corrientes circulan preferentemente sobre el talud y el glacis continental y por ello se les denomina corrientes de contorno (Fig. II.2), y producen en los medios marinos profundos unos rasgos erosivos y deposicionales con características propias (Fig. II.4).

Figura II.4. Proceso de transporte en los medios marinos profundos (Modificado de Walker, 1978; Pickering et al. 1986; Stow, 1994 y Stow et al. 1996).

PROCESOS CARACTERÍSTICAS DEPÓSITO Tiempo y/o Espacio Caída de Rocas Deslizamiento Debrita TurbiditasHemipelagitas

ContouritasResedimentación

Caída de rocas

Reptación

Deslizamientos

Slump

Debris flow

Flujos de granosFlujos fluidificadosFlujos licuefactados

Corrientes turbidíticasCorrientes normales del fondoOlas y ondas Internas de Marea

Corrientes de cañones submarinosCorrientes contouríticasCorrientes de densidad

Corrientes de deriva y contexto pelágico

FloculaciónPellets

Procesos Autigénicos

Nódulos de Ferromanganeso,laminaciones, costras, etc..

Depósitos Químicos

Depósitos Pelágicoso EupelágicosDepósitos Hemipelágicos

Depósitos contouríticos

Depósitos de corrientesnormales

Depósitos deFlujos de GranosFlujos FluidificadosFlujos licuefactados

Debritas

Slump

Deslizamientos

Depósitos de reptación

Depósitos de avalancha

Olistolitos

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a CAÍDA DE ROCASREPTACIÓN

DESLIZAMIENTO

REACTIVACIÓNDILATACIÓNLICUEFACCIÓN

No-Turbulento

Turbulento

“Plumas sedimentarias”a partir de los ríos

Suspensión en la Plataforma

TUR

BU

LEN

CIA

DESLIZAMIENTOCOHERENTE

CORRIENTE TURBIDÍTICADE

ALTA CONCENTRACIÓN

CORRIENTE TURBIDÍTICADE

BAJA CONCENTRACIÓN

TRANSPORTE DE CAPASNEFELOIDES A PARTIR DE

FLUJOS GEOSTRÓFICOS

ARENA GRAVA LIMO FANGO

Decan

tació

n

Decrecim

iento de la tu

rbulencia

No-Turb.

Turbulento

Congelacióndel

Flujo

INICIACIÓNDEL FLUJO

TRANSPORTE DE LARGADISTANCIA

HISTORIA RECIENTE

DEPOSICIÓN

DEBRIS FLOW

Figura II.3. Modelo clásico de formación de corrientes termohalinas mediante calentamiento en regiones ecuatoriales y enfriamiento en las polares (Modificado de Garrinson, 1996).


70

80O 70O 60O 50O 40O 30O 20O 10O 0O

80O 70O 60O 50O 40O 30O 20O 10O 0O

10O

0O

10O

20O

30O

40O

50O

60O

70O

Cuen

ca de

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e

Islan

diaCuenca de Labrador

Cuenca de New Foundland

Cuenca de Nares

Cuenca

de Cana

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Cuenca de Cabo Verde

Cuen

ca de

Norte América

Cuenca de Viscaya

Fractura deVema

Estrecho de Kane

Estrecho de Romanche

Sierra

Leona

Fractura de C. Gibbs

Feni

Hatton

GardarBjorn

Gloria

Snorri

Eirik

Flemish Cap

New Foundland

Hatteras

Blake

Caicos

Antillas

Bermuda

Faro

DORSAL

MEDIO

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TI C

A

Las masas de aguas profundas existentes en el Atlántico Norte son más complejas que las existentes en el Océano Índico y Pacífico e incluye (Fig. II.2) parte de las masas de aguas formadas en la Antártida, masas de aguas frías y salinas formadas en el Mar de Noruega y del Labrador, y masas de aguas calientes pero salinas generadas en el Mar Mediterráneo (MOW) (Fig. II.5) (McCave y Tuccholke, 1986; Pickering et al., 1989; Stewart, 2000).

Figura II.5. Circulación de las corrientes profundas en el Océano Atlántico y en la que además se indican la distribución de los depósitos contorníticos principales (Modificado de McCave y Tucholke, 1986 y

Faugères et al. 1993).

Las corrientes profundas suelen tener velocidades de 1 a 3 cm/sg (Pickering et al., 1989; Einsele, 2000) aunque localmente pueden desarrollar velocidades de 15 a 100 cm/sg, (Stow y Lowell, 1979; Richarson et al., 1981; Kennett, 1982; McCave y Tucholke, 1986; Zhenzhong et al., 1998). En general, la velocidad de la corriente es superior a los 15 cm en los canales abisales, fosas y surcos oceánicos, umbrales oceánicos y taludes, pero los valores son muy inferiores en las llanuras abisales (Zhenzhong et al., 1998).


71

También se han descrito fuertes corrientes a través de los estrechos entre continentes e islas, así como en los estrechos producidos por las fracturas transformantes en la Dorsal Medio-Atlántica (Kennet, 1982; Stow et al., 1996; Zhenzhong et al., 1998). Los máximos de velocidad de corrientes de contorno se han calculado entre 180 a 250 cm/s en el talud continental del Golfo de Cádiz en su sector más próximo al Estrecho de Gibraltar (Nelson et al., 1993).

Las corrientes termohalinas de fondo pueden transportar y redistribuir partículas sedimentarias a distancias de miles de kilómetros, e incluso retrabajar limos o arenas finas (Cremer et al., 1993; Einsele, 2000).

Su efecto sobre el fondo puede llegar a ser realmente significativo ya que pueden erosionar extensas áreas de los ascensos continentales durante determinados períodos de tiempo, generar pronunciados e incisivos canales y valles submarinos, formar fosas a lo largo de la base del talud o en el flanco de umbrales submarinos aislados, generar grandes acumulaciones sedimentarias o bien erosionar profundamente el fondo submarino en los estrechos (Mélières et al., 1970; Kenyon y Belderson, 1973; Robert et al., 1974; Kennett, 1982; Johnson, 1984; Westall et al., 1993; Stow et al., 1996; Einsele, 2000).

Es frecuente que las corrientes de contorno retrabajen los intervalos superiores de los depósitos turbidíticos y desarrollen sobre éstos depósitos con estructuras propias de tracción, aunque difícilmente observables por la bioturbación.

Los rasgos erosivos debidos a las corrientes de contorno no son exclusivos de la actual superficie de las cuencas profundas, sino que ha sido un proceso frecuente en el registro sedimentario de las cuencas profundas como consecuencia de la acción de paleocorrientes de contorno que generaron discon–tinuidades erosivas y lagunas estratigráficas (Van Adel et al., 1977; Moore et al., 1978; Berger, 1981; Thiede, 1981; Ehrmann y Thiede, 1985; Burckle y Abrams, 1987; MacLeod y Keller, 1991).

II.2.2. La capa nefeloide profunda

En los medios marinos profundos la concentración de materia particulada en suspensión es baja, sin embargo se ha determinado un incremento gradual en la turbidez a cientos de metros sobre el fondo, particularmente marcado a 50-200 m sobre el fondo. En aquellas áreas donde circulan las corrientes de fondo se multiplica por diez la concentración de materia en suspensión.

A esta capa túrbida se le denominan capa nefeloide profunda (nepheloid Layer), la cual constituye un cuerpo “vivo” de materia en suspensión (Fig. II.6) que puede desplazarse sobre largas distancias (Kennett, 1982).

Figura II.6. Distribución de la concentración de materia en suspensión en la capa nefeloide profunda (Modificado de Biscaye y Eittreim, 1977 y Scholle, 1996 a).


72

La cantidad de materia en suspensión está en función del aporte sedimentario, la erosión y del transporte de la corriente de fondo, del nivel de compensación de los carbonatos (CCD) y de la energía hidrodinámica (Kennet, 1982).

El espesor de la capa nefeloide oscila entre los 150∼1500 m y la profundidad de su límite superior está usualmente a 1700∼4000 m. El contenido de materia particulada en suspensión es de 0,01∼0,5 mg/l (Zhenzhong et al., 1998).

El flujo vertical dentro de la capa nefeloide está alimentado por el material particulado que procede de la masa de agua más superficial, así como de la resuspensión de material que previamente estaba depositado en el fondo (Kennett, 1982).

El tiempo de residencia de la materia en suspensión dentro de una capa nefeloide profunda puede ser de varios días a semanas en los primeros 15 m y de semanas a meses en los primeros 100 m. Este tiempo de residencia relativamente corto indica el rápido intercambio entre el fondo de las cuencas profundas y la capa nefeloide (Kennett, 1982).

II.3. CARACTERÍSTICAS DE LOS DEPÓSITOS CONTORNÍTICOS

II.3.1. Características a gran escala

Las dimensiones de los depósitos contorníticos o drifts pueden ser muy notables como consecuencia de la actuación de una corriente muy persistente en el tiempo (Lovell y Stow, 1981). Dichos depósitos pueden presentar longitudes de centenares de kms, anchuras de decenas de kms y unas alturas sobre el fondo que puede variar entre los 200 y los 2000 m (Johnson y Schneider, 1969; Kennett, 1982). Además el espesor de estas acumulaciones sedimentarias puede localmente llegar a superar los 2 Km (Faugères et al., 1993; Zhenzhong et al., 1998; Faugères et al., 1999).

Las características a gran escala más destacables de los depósitos contorníticos según descripciones morfológicas, estratigráficas y sísmicas, podrían quedar resumidas en los siguientes puntos:

–No existe conformidad estratigráfica entre la superficie superior del depósito y de las capas internas respecto a la superficie basal infrayacente (Faugères et al., 1999).

–Su espesor es superior al de los depósitos adyacentes (Faugères et al., 1999).

–La estratificación tiene un mayor espesor en relación con el eje del drift y se estrecha en relación con sus márgenes (Faugères et al., 1999).

–Sus facies sísmicas pueden ser acústicamente transparentes o bien laminares, siendo diferentes en función de sistema sísmico empleado. Estas facies son debidas a la naturaleza extremadamente fina y homogénea de los sedimentos (Scrutton y Stow, 1984; Faugères y Stow, 1993).

–Dentro del depósito, los reflectores de amplitud moderada a alta se corresponden bien a un contraste granulométrico como consecuencia directa de la variación de la velocidad de la corriente durante la sedimentación, o a ligeros cambios en la composición de sedimentos (proporción de sedimentos calcáreos frente a silíceos) en relación con cambios climáticos (Faugères y Stow, 1993).

–Presentan configuraciones de los reflectores sísmicos muy diversas como consecuencia de la actividad de la corriente de fondo, lo que nos permite diferenciarlos de otros depósitos adyacentes (Myers, 1986; Pickering et al., 1989).


73

Figura II.7. Laminaciones típicas de los depósitos contorníticos.

–Dentro del registro estratigráfico del depósito son frecuentes las superficies erosivas, las cuales suelen coincidir con los reflectores sísmicos más prominentes. Dichas superficies se correlacionan con los principales eventos hidrológicos en el Cenozoico en relación con el establecimiento de las masas de hielo en los polos y especialmente con las fases de crecimiento en la masa de hielo Antártico (Tucholke y Mountain, 1986; Faugères y Stow, 1993). El único registro asociado a estas discontinuidades puede ser la presencia de secciones condensadas o “lags” de gravas (Kennett, 1982; Pickering et al., 1989).

–Son frecuentes los hiatos causados por la erosión de las corrientes. Dichos hiatos pueden abarcar períodos de tiempo considerables de incluso decenas de millones de años (Kennett, 1982).

–Suelen ser frecuentes las ondas de sedimento (sediment waves) pero no necesariamente están siempre asociadas a los depósitos contorníticos. La superficie superior del drift, normalmente con una respuesta acústica transparente, puede mostrar una configuración sísmica con reflectores ondulados, si bien en otros casos las facies onduladas constituyen buena parte del registro estratigráfico del depósito (Kennett, 1982; Faugères y Stow, 1993; Faugères et al., 1999).

II.3.2. Características particulares

II.3.2.A. Estructuras sedimentarias

Los depósitos contorníticos presentan estructuras sedimentarias bien desarrolladas que incluyen estructuras primarias de origen mecánico (estratificación, erosión, etc) y de origen biogénico, que los diferencian de los depósitos pelágicos.

Estos depósitos están compuestos por facies generalmente homogéneas, con frecuentes bioturbaciones y por tanto con estratificaciones no muy bien definidas.

A) Estratificación. Los sedimentos presentan con frecuencia estructuras de corrientes y variables contactos entre las facies. Son frecuentes las laminaciones onduladas o más raramente plano-paralelas con concentraciones irregulares o lenticulares de limos, así como las superficies de erosión (Fig. II.7).


74

En las contornitas de arenas finas y limos dominan las estratificaciones cruzadas de pequeña escala, con láminas irregulares y capas lenticulares. Las capas presentan espesores de 1-3 cms y en ocasiones hasta 5 cm.

Estas estructuras a veces sólo pueden ser observadas al microscopio. Por el contrario, en los sedimentos limosos y fangosos predomina la laminación, siendo muy evidente mediante radiografías.

También se han descrito en sedimentos más gruesos capas con estructuras lenticulares compuestas por terrígenos o bioclastos, las cuales se interestratifican con fangos homogéneos contorníticos o bien con capas de sedimentos hemipelágicos o pelágicos de tamaño de grano muy fino (Fig. II.7).

Las capas más gruesas suelen tener un espesor de 1-4 cm y longitudes de 5-10 cm. La selección en el interior de estas capas es buena y el contenido de matriz es bajo (Zhenzhong et al., 1998). Estas capas más gruesas son el resultado de un incremento abrupto en la velocidad de la corriente, la cual puede aventar el sedimento más fino y concentrar el material más grosero en ripples aislados.

La laminación cruzada en ocasiones conserva la forma del ripple (Fig. II.8) (Zhenzhong et al., 1998). Los ripples son de pequeña escala y pueden ser simétricos, asimétricos, transversales o longitudinales al flujo (Fig. II.8).

Pueden ser generados sobre arenas, limos y arcillas, y presentan una longitud de onda de 10 cm a 1 m y amplitudes escasamente perceptibles o de hasta 20 cm o más (Kennett, 1982). Los ripples se han determinado a todas las profundidades oceánicas afectando en muchos casos a sedimentos no cohesivos (caparazones de los foraminíferos) con velocidades de 15-20 cm/s y a sedimentos cohesivos con velocidades de 30 cm/s (Kennett, 1982).

B) Estructuras erosivas. Constituye una característica importante de los depósitos contorníticos e incluye superficies de erosión, marcas de fondo, surcos y superficies de truncación. Las superficies de erosión son frecuentes y probablemente reflejen un incremento en las corrientes.

C) Estructuras orientadas. Estructuras generadas por la alineación de los bioclástos, que se disponen paralelas a la dirección de la corriente (Fig. II.9).

Figura II.8. Ripples en el techo de un Guyot en el Pacífico occidental a 1000 m de profundidad (Tomado de Bearmon, 1989).


75

Figura II.9. Fotografía a 5.000 m en el Ascenso Continental de Nueva York (Océano Atlántico). Se observan estructuras alineadas por la corriente (WBU) (Tomado de

Figura II.10. Estratificaciones cruzadas debido a la dinámica de un surco (furrow) erosivo (Tomado de Flood y Hollister, 1980 y Taizhong et al. 1990).

A

B

(2)

(3)

12

3

1m1m

(1)

Si la velocidad de la corriente es grande se puede tener un lag de gravas que puede presentar imbricación en capas finas de limitada extensión lateral (Zhenzhong et al., 1998).

D) Grandes estratificaciones cruzadas en sedimentos cohesivos. Flood y Hollister (1980) describieron estratificaciones cruzadas en sedimentos cohesivos generadas por el relleno de surcos submarinos por la acción de las corrientes. Los surcos son asimétricos y representan erosión en el flanco mas inclinado y sedimentación en el flanco mas tendido o suave generando una estratificación cruzada a gran escala con forma de “S” (Fig. II.10).


76

E) Estructuras biogénicas. Las estructuras biogénicas más frecuentes son la bioturbación y las pistas orgánicas. Las evidencias de bioturbación es una constante, pero con características variables en función de la granulometría y la tasa de sedimentación. Se presenta como motas irregulares de escala mm o cm, que destruye parcial o totalmente la estratificación primaria.

En la superficie de contacto entre dos facies, la bioturbación puede producir mezcla entre los diferentes constituyentes produciendo facies moteadas, que en los sedimentos muy finos sólo es visible mediante rayos-X (Zhenzhong et al., 1998).

Las pistas orgánicas están muy bien desarrolladas en los depósitos contorníticos. Son de escala mm a cm y presentan formas aisladas, bandeadas, lenticulares elongadas, tabulares, ovales y elipsoides. Las trazas orgánicas están con frecuencia afectadas por la bioturbación y son difíciles de reconocer (Zhenzhong et al., 1998). Las trazas de Nereites son frecuentes en las facies contorníticas del registro fósil, especialmente de Paleodictyon y Neurodictyon (Li et al., 1997).

F) Ondas de sedimentos. Estructuras sedimentarias de gran escala que afectan a extensas áreas oceánicas y que frecuentemente se asocian a los depósitos contorníticos.

II.3.2.B. Secuencias sedimentarias

Las unidades que conforman los depósitos contorníticos pueden tener un espesor de 10 a 100 cm con una arquitectura de facies variable, aunque usualmente presentan gradaciones negativas a positivas (Fig. II.11).

Figura II.11. Secuencia tipo (standard sequence) reconocida en ambientes actuales (Tomado de Gonthier et al. 1984; Stow, 1994 y Stow et al. 1996).


77

La secuencia tipo (standard sequence) ha sido reconocida en ambientes actuales y fósiles (Faugères et al., 1984a; Stow et al., 1986; 1996) determinándose que el tamaño de grano va incrementándose gradualmente desde arcilla fina, arcilla limosa, limo y a arena fina poco estructurada, bioturbada, caracterizada por una laminación horizontal y oblicua.

Las secuencias pueden tener una gran espesor (1,5-0,5 m) o ser delgadas (10-20 cm) con límites erosivos que reflejan cambios de mayor o menor escala (Gonthier et al., 1984).

Los sedimentos arenosos se pueden encontrar en capas de 1 a 25 cm de espesor, intercaladas entre material muy fino. Estos cambios texturales conllevan sutiles cambios en las estructuras sedimentarias y cambios en la composición biogénica/terrígena, que permiten interpretar toda la secuencia como una respuesta a una variación de largo término en la velocidad de la corriente, que puede producir secuencias de 50 cm de espesor (Stow et al., 1986; 1996).

Esta sucesión refleja cambios de una corriente débil a fuerte y luego a débil. Variaciones bruscas en la velocidad de la corriente quedan reflejadas en la formación de superficies erosivas, o en cambios verticales en el tamaño de grano, o en la ausencia de ciertas divisiones en la secuencia.

Las secuencias contorníticas indican una sedimentación baja y continua, al contrario que las secuencias de turbiditas y tempestitas (Zhenzhong et al., 1998).

II.4. CLASIFICACIÓN DE LOS DEPÓSITOS CONTORNÍTICOS

Las clasificaciones de contornitas, especialmente de tipo genético, son escasas, debido a la baja diversidad de los depósitos, a su retrabajamiento por organismos y a la dificultad de distinguir entre sedimentos contorníticos de otros tipos de sedimentos profundos (Zhenzhong et al., 1998).

Las clasificaciones se han efectuado usando diferentes criterios, bien generales para diferenciarlos de otras facies clásticas profundas, criterios sedimentológicos, o criterios basados en las características morfológicas y sísmicas. McCave y Tucholke, (1986) reconocieron cuatro tipos de drifts basados en la localización del eje del máximo flujo en relación con la fisiografía del fondo pre-existente y del sedimento en suspensión dentro del flujo: los drifts dobles (double drifts); drifts adosados (plastered drifts); drifts aislados (detached drifts) y los drifts separados (separated drifts) (Fig. II.12).

Figura II.12. Clasificación de los depósitos contorníticos de McCave y Tucholke (1986).


78

Posteriormente, Faugères y Stow (1993) y Faugères et al. (1993) plantearon una clasificación de depósitos contorníticos basada en su morfología, reconociendo los grandes drifts elongados (Giant elongate drifts); los depósitos contorníticos laminares (Contourite sheets) y los depósitos de drifts relacionados con canales (Channel-related drift) (Fig. II.13).

Figura II.13. Modelos de drifts de Faugères et al. (1993).

Esta última clasificación es retomada por Stow et al. (1996) y mejorada y ampliada por Faugères et al. (1999) en la que además de los criterios morfológicos se consideran criterios estratigráficos y sedimentológicos.


79

La clasificación de Faugères et al. (1999) queda resumida en la Tabla II.I.

Tabla II.I. Clasificación de los depósitos contorníticos marcando la geometría general y las tendencias de migración (McCave y Thucholke, 1986; Faugères et al., 1993; 1999).

II.5. TASA DE SEDIMENTACIÓN Y FRECUENCIA

Tal y como propuso Heezen et al. (1966) la formación de un drift tiene lugar durante millones de años existiendo un delicado balance entre los procesos longitudinales y transversales al margen (Pickering et al., 1989), si bien como consecuencia de las fluctuaciones en la velocidad de la corriente profunda no se debe de esperar que las acumulaciones se produzcan de manera continuada (Einsele, 2000).

TIPOS DE DEPÓSITOS CONTORNÍTICOS

Depósitos Posición Facies sísmicas Ejemplos actualess Esquema

DEPÓSITOS LAMINARES ABISALES

Abyssal Sheet Drift

Llanura abisal

* Depósito agradante* Transparente a facies con reflectores ondulados

Gloria Cuencas

Argentinas Sustrato del depósito drift

Depósitos adosados Plastered Drift

Talud

* Migración sobre el talud (Corriente abajo del flujo) * Migración ascendente y descendente a lo largo del talud.

Gardar (GD) Hatton (HD)

N de Feni (FD) Talud suave

Corrientes de baja velocidad

Depósitos aislados Detached Drift

Talud

* Migración predominante descendente a lo largo del talud.

Eirik (ED) Greater Antilles

Outer Ridges Blake-Bahama

(BBOR)

200 m

2000 m

Dep

ósi

tos

Gig

ante

s El

on

gad

os

Gia

nt E

long

ated

Drif

ts

Depósitos separados Separated Drift

Talud

* Migración sobre el talud (Corriente abajo del flujo) * Migración predominante ascendente a lo largo del talud.

Faro (FAD) Caicos Outer Ridge (COR)

Levee contornítico

Fosa Corrientes de alta velocidad

Talud inclinado con ruptura de pendiente

Depósitos confinados Confined Drifts

Talud Lanura abisal

Estrechos

* Migración predominante corriente abajo del flujo. * Migración lateral limitada

Sumba

Canal

Canal

Confinado entre altos tectónicos o relieves volcánicos

DEP

ÓSI

TOS

MO

NTI

CU

LAR

ES

Mo

un

ded

Dri

fts

Depósitos asociados a canales Channel-Related Drifts

Canal oceánico

* Migración predominante corriente abajo del flujo. * Migración lateral escasa.

Vema

Corrientes sobre un canal profundo

Canal Canal Canal


80

La tasa de sedimentación de los sedimentos contorníticos actuales calculada en los depósitos de drift del Océano Atlántico varía entre los 20 a 100 (máximo de 150) m/ma, con una media de 55 m/ma, lo que equivale a unos 5 mm/1000 años (Stow y Holbrook, 1984; Faugères y Stow, 1993). No obstante, entre dos periodos erosivos por tormentas abisales, se ha llegado a medir valores del orden de 1,4 cm/mes (Faugères y Stow, 1993). Considerando todo el registro estratigráfico Holoceno, la tasa de sedimentación se estima en 5,5 cm/1000 años, debido a los frecuentes episodios de erosión. A una escala geológica mayor, para el registro estratigráfico Neógeno de los drifts del Océano Nor-Atlántico, se han descrito tasas de sedimentación con valores de 2 a 10 cm/1000 años (Faugères y Stow, 1993).

La periodicidad de las secuencias de 50 cm de espesor determinadas en los medios marinos recientes indican una frecuencia cada 2.000-10.000 años (Stow et al., 1986, 1996). Sin embargo, la periodicidad determinada en el registro fósil indica una secuencia cada 100.000 años, que se ha relacionado con los ciclos de excentricidad de la Tierra (Sheng, 1986; Zhenzhong et al., 1998). En la Tabla II.II. se resumen las tasas de sedimentación de los depósitos contorrníticos en distintos lugares de las cuencas oceánicas:

TASA DE SEDIMENTACIÓN DE LOS DEPÓSITOS CONTORNÍTICOS ACTUALES Y ANTIGUOS

Área

Tasa de

sedimentación

cm/1000 años

Fuente

Dorsal Medio-Oceánica Atlántico Norte 0,6∼12 Davies y Laughton, 1972

Blake Outer Ridge 2∼20 Hollister y Heezen, 1972

Blake-Bahama Outer Ridge 2∼13 Klasik y Pilkey, 1975

Talud Hebrides ∼5 Leslie, 1993

Talud de Cádiz 1∼12 Nelson et al., 1993

Talud superior de Cádiz 1∼5 Nelson et al., 1993

Drifts elongados gigantes Atlántico Norte 2∼10 Faugères et al., 1993

Drifts laminares Atlántico Sur 2∼3 Faugères et al., 1993

Drifts relacionados con canales Atlántico Sur 2∼4 Faugères et al., 1993

Drifts contorníticos del Atlántico Norte 1∼15 Stow y Holbrook, 1984

Drift Hatton 0,6∼4 Stow y Holbrook, 1984

Drift de Faro en el Margen meridional de

Portugal 1∼14.5 Stow et al., 1986

Contornítas Ordovícicas al norte de Hunan

(China) 3,8 Taizhong et al., 1993

Contornítas Cretácicas del margen continental

del Cratón Arábico 2∼20 Bein y Weiler, 1976

Tabla II.II. Tasa de sedimentación en diferentes depósitos contorníticos (Tomado de Zhenzhong et al. 1998).


81

II.6. SISTEMAS DEPOSICIONALES: MODELOS DE FACIES CONTORNÍTICOS

II.6.1. Modelo a la escala del drift

II.6.1.A. Morfología/geometría del drift

La morfología de los drifts depende de la localización del eje del máximo flujo, que está en relación con la fisiografía del fondo pre-existente y del sedimento en suspensión dentro del flujo (McCave y Tucholke, 1986). Se han reconocido diferentes modelos morfológicos para los drifts basándose en numerosos ejemplos (Tablas II.I y II.III) documentados en las cuencas oceánicas actuales (Stow y Holbroock, 1984; McCave y Tucholke, 1986; Faugères et al., 1993).

Tabla II.III. Diferentes morfologías que presentan los drifts (Tomado de Faugères et al. 1999). Estas morfologías son miembros tipo dentro de un espectro continuo.

Tipo de Drift Subdivisión Tamaño Ejemplos

a) Láminas abisales (abyssal sheet) 105-106 km2 Cuenca Argentina; Drift Gloria

b) Láminas adosadas al talud (slope plastered sheet) 103-104 km2 Golfo de Cádiz; Margen

Campos Drifts laminares

c) Parches de láminas de talud (slope patch sheet). < 103 km2

a) Drifts aislados (detached drift) 103-105 km2 Drift Eirik; Drift Blake Drifts monticulares

b) Drift separados (separated drifr) 103-104 km2 Drift Feni; Drift Faro

a) Parches de Drift y Drifts relacionados con canales (patch drift/channel –(moat-) related drift)

10-103 km2 Surco NE de Rocfall Drifts asociados a canales

b) Abanicos contorníticos (contourite fan) 103-105 km2 Salida Canal Vema;

Drift confinados 103-105 km2 Sumba drift; Ascenso continental de Chatham

a) Turbiditas extendidas/levees contorníticos

(extended turbidite/contourite levees)

103-104 km2 Levee Columbia (Cuenca de Brasil); Drift Hikurangi (Nueva Zelanda).

b) Depósitos turbidíticos retrabajados

(sculptured turbidite bodies). 103-104 km2 SE del Mar de Weddel

Drifts modificados por sistemas turbidíticos

c) Turbitas intercaladas en cuerpos contorníticos

(intercalated turbidite-contourite bodies)

Pueden ser muy extensos Ascenso continental de Hatteras


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Faugères et al. (1999) reconocen, según su morfología, cinco tipos de drifts (Tabla II.III): Drifts laminares contouriticos (Contourite-Sheeted drifts); Drifts monticulares contouríticos (Elongate-mounded drifts); Drift asociados a canales (Channel-related drifts); Drift confinados (Confined drifts) y Drifts modificados por sistemas turbidíticos.

La geometría de estos drifts está controlada por cuatro factores: 1) el contexto morfológico o encuadre batimétrico; 2) velocidad y variabilidad de la corriente; 3) cantidad y tipo de sedimento disponible y 4) intervalo de tiempo en el cual la corriente está actuando sobre el fondo. Además, la geometría particular de cada drift puede estar modificada por su interacción con los procesos del talud y por sus depósitos asociados.

Los estudios realizados basados en los análisis de estratigrafía sísmica sobre los depósitos contorníticos muestran que la morfología superficial del depósito puede preservarse en el subsuelo (Mitchum, 1985; Faugères et al., 1999) lo que es de gran utilidad para reconstruir aspectos paleoceanográficos de una determinada área (Myers, 1986). Este es el caso de los drifts cerca de Orphan Knoll y Flemish Cap frente a New Foundland (Kennard et al., 1990).

A) Drifts laminares (Contourite-Sheeted drifts). Constituyen una lámina, más o menos constante, con un espesor de cientos de metros, que cubre grandes áreas, pero que disminuye ligeramente hacia sus márgenes (Tablas II.I y II.III y Fig. II.14) (Faugères et al., 1993).

Son más difíciles de reconocer que los drifts elongados, al presentar una morfología en superficie llana. Tienden a presentar en su conjunto una amplia morfología en lámina (Faugères y Stow, 1993; Stow et al., 1996; Einsele, 2000) que difiere, sólo muy sutilmente, de las láminas turbidíticas de las llanuras abisales, de los depósitos del talud inferior o de las regiones intercanal (Faugères et al., 1999).

Las facies sísmicas internas presentan reflectores de baja amplitud, discontinuos o más o menos transparentes, en algunas partes. Pueden incluir, o bien estar cubiertos por extensos campos de ondas de sedimento, tal y como demuestran diversos ejemplos del sur de Brasil (Damuth, 1975; Damuth y

Ewing drift

W Campo de Ondas sedimentarias

Gloria drift

TransparenteUmbral volcánico

Canal del NW Atlántico

A

B

Twt (

s)

Campo de Ondas sedimentarias

1

0

E

Cresta del drift EW

5

6

7

Twt (

s)

Figura II.14. Laminas abisales contorníticas, observándose su respuesta acústica transparente y los campos de ondas sedimentarias. A) Cuenca Argentina (Drift Ewing) y B) Cuenca Irminger (Drift Gloria) (Tomado de Faugères et al., 1999).


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Hayes, 1977; Mézerais, 1991; Einsele, 2000), en las cuencas de Mozambique (Kolla et al., 1980) y en las cuencas Argentinas (Flood y Shor, 1988; Stow et al., 1996). Para Zhenzhong et al. (1998) los drifts laminares se generan por la acción conjunta de las corrientes de contorno y de ondas internas.

Se pueden diferenciar dos tipos de drifts laminares (Tabla II.III):

a) Láminas abisales (abyssal sheet). Se desarrollan al pie de los taludes en los que existen corrientes ascendentes y descendentes, como es el caso del talud medio del Golfo de Cádiz (Kenyon y Belderson, 1973; Malod, 1982; Faugères et al., 1985b; Nelson et al., 1993; Llave et al., 2001). Las llanuras abisales y otras cuencas marinas profundas están limitadas en su periferia por pronunciados relieves que “atrapan” parcialmente las corrientes de fondo, generando una circulación circular del flujo compleja. Este es el caso de los depósitos determinados en el drift Gloria (Fig. II.14) (Egloff y Johnson, 1975, 1978), la Cuenca Argentina (Flood y Shor, 1988), Cuencas de Agulhas y Mozambique (Kolla et al., 1980; Ben-Avraham et al., 1994).

Figura II.15. Drift laminares y adosados. Talud de las Hebrides adyacente al Umbral de Wyville Thomson (Tomado Faugères et al. 1999).


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b) Láminas adosadas al talud (slope plastered drifts). Estos depósitos se encuentran adosados al talud a cualquier profundidad, particularmente donde el talud presenta un relieve suave que favorece una amplia corriente de fondo no focalizada. Este es el caso de los depósitos del Margen de las Hebrides (Fig. II.15) (Howe et al., 1994; Stoker, 1995, 1998; Stoker et al., 1998), el Ascenso Continental de Chatham (Wood y Davy, 1994) o en el Drift de Gardar (Kidd y Hill, 1986).

Este tipo de depósitos laminares suele tener una extensión más limitada que los depósitos laminares abisales. Su geometría monticular de bajo relieve es similar a los lóbulos de muchos “Abanicos Submarinos Profundos”, pero se pueden distinguir en base a su contexto morfológico y a sus específicas facies sísmicas.

Los Abanicos Submarinos Profundos tienen reflectores continuos, paralelos, ligeramente convexos, con una alta amplitud e intersectados por canales (gutters) y presentan una morfología superficial suave.

B) Drifts monticulares elongados (Elongate-mounded drifts). Estos depósitos presentan dimensiones muy variables con una morfología monticular y elongada (Tablas II.I y II.III; Fig. II.16). Pueden tener longitudes de pocas decenas de kms a más de 1000 kms, una relación longitud/anchura de 2:1 a 10:1, y un espesor de más de varios cientos de metros.

Figura II.16. Geometría de los levees contorníticos y turbiditicos en relación con el talud s continental (Faugères et al., 1999).

Se han descrito numerosos ejemplos a diferentes profundidades: a) en cualquier parte de la plataforma externa/talud superior, como por ejemplo al E de Nueva Zelanda (Fulthorpe y Carter, 1991), y b) en el ascenso continental; en llanuras abisales o en relación con grandes canales profundos (Faugères et al., 1993; Stow et al., 1996).

GEOMETRÍA DE LOS LEVEES CONTORNÍTICOS Y TURBIDÍTICOS EN RELACIÓN CON EL TALUD CONTINENTAL

LEVEES CONTORNÍTICOS (Paralelos al talud)

LEVEES TURBIDÍTICOS (Perpendiculares, paralelos y oblicuos al talud)

a

Progradación

Drift de Faro

b

Progradación

Abanico marino profundo de Cap Ferret

c

Progradación

Abanico marino profundo de Var

LEVEES CONTORNÍTICOS (Perpendiculares al talud) d

-2000

-200

0

Drift Eirik

e

-2000

-3000Corrientesuperficial

Corrienteprofunda

Drift Blake Bahama

f

Margen Antartico de

Bellingshausen

g

Talud del Golfo de Cádiz


85

Su disposición depende de la interacción entre la morfología del talud (gradiente de pendiente, su regularidad, etc.), el sistema e intensidad de las corrientes y la fuerza de Coriolis. La elongación es generalmente paralela o subparalela al margen (Fig. II.16a), reconociéndose dos tipos de depósitos monticulares elongados (Tablas II.I y II.III): aislados (detached drifts) y separados (separated drifts) (McCave y Tucholke, 1986).

El desarrollo de los drifts perpendiculares al margen puede ser el resultado de:

1) Una progradación en respuesta a los cambios en la tendencia del margen (Fig. II.16d), como es el caso del Drift Eirik (Faugères et al., 1999).

2) Una interacción entre las corrientes superficiales y profundas (Fig. II.16e), como es el caso de los Drifts del Cabo Hatteras y del Blake-Bahama (McCave y Thucholke, 1986).

Los drifts contorníticos monticulares se depositan sobre una superficie plana principal de erosión, que se corresponde con un evento hidrológico importante, como consecuencia del inicio de la circulación de aguas profundas en el área. Los depósitos se acumulan debido al lento movimiento del flujo que prograda en diferentes direcciones. Buenos ejemplos de depósitos contorníticos sobre una superficie de erosión, son los drifts de Hatteras, Blake, Feni, Faro, Guadalquivir y Marion en el Océano Atlántico (Figs. II.17, II.18 y II.19) (Faugères et al., 1999).

Figura II.17. Drifts monticulares elongados. A) Drift de Faro en el Golfo de Cádiz. Se observa la progradación ascendente por el talud del depósito; B) Drift adyacente al Banco del Guadalquivir en el talud septentrional del Golfo de Cádiz (Tomado de Faugères et al. 1999).


86

Una vez que la acumulación contornítica ha cesado, por un cambio en la circulación del fondo, el depósito monticular puede verse cubierto progresivamente por dos tipos de depósitos:

A) Depósitos de turbiditas, como consecuencia de un cambio abrupto en la sedimentación. Estos depósitos comienzan por rellenar los relieves bajos tales como la parte trasera de los drift, fosas marginales y surcos de ondas de sedimentos y eventualmente pueden producir el enterramiento total del sistema contornítico. Este es el caso descrito al E del margen continental de los Estados Unidos (Fig. II.15) donde las turbiditas Plio-Cuaternarias están siendo apiladas sobre el lado continental del Drift Hatteras (Van Hinte et al., 1983). En la misma región se observa el enterramiento completo del Drift Chesapeake en el que los campos de ondas están cubiertos por el abanico de Norfolk-Washington (Mountain y Tucholke, 1985; Locker y Laine, 1992).

B) Depósitos pelágicos/hemipelágicos, debido a un cambio progresivo desde contornitas a depósitos pelágicos/hemipelágicos en relación con el decrecimiento de la circulación del agua profunda. Los depósitos pelágicos y hemipelágicos cubren las morfologías del fondo pre-existentes, pero conservan la morfología original del Drift (Fig. II.18).

Figura II.18. Ejemplos de Drifts contorníticos enterrados y fosilizados (Tomado de Faugères et al. 1989).


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Este es el caso del Drift de Flemish Cap (Mitchum, 1984; Kennard et al., 1990). Este proceso podría dar la impresión de una sedimentación contornítica continuada lo cual es, quizás, el caso de muchos ejemplos de ondas permanentes (standing waves). Ejemplos de estas ondas se observan por ejemplo en el Drift de Feni (Kidd y Hill, 1987) donde las corrientes de fondo son, en la actualidad, extremadamente bajas, o en el Golfo de Méjico donde aparentes ondas de sedimentos ocurren en ausencia de corrientes de fondo que se conozcan (Berhens, 1994).

C) Drifts asociados a canales (Channel-related drifts). Son depósitos contorníticos relacionados con canales profundos o bien con estrechos en los cuales la circulación de la masa de agua incrementa la velocidad del flujo (Tablas II.I y II.III). Este es el caso del Canal de Vema, Estrecho de Kane, el Estrecho de Soman, el Estrecho Almirante, y del Valle Sand Dune (Lonsdale, 1981; Lonsdale y Malfait, 1974; Hollister et al., 1974; Johnson, 1984; Johnson et al., 1983; Meinert, 1986; Stow et al., 1996). Además, en estos contextos oceánicos tiene lugar una importante erosión del fondo del estrecho, depositándose cuerpos sedimentarios discontinuos e irregulares sobre el fondo y flanco del canal.

Inicialmente Faugères et al. (1993) reconocieron tres tipos de depósitos asociados a los canales: a) depósitos del fondo del canal (bodies on channel floors); b) depósitos en los flancos del canal (bodies on flanks of the channels); y 3) depósitos a la salida del canal (bodies at exits of channels). Dicha clasificación ha sido modificada recientemente por Faugères et al. (1999), los cuales reconocen los siguientes depósitos (Tablas II.I y II.III):

a) Parches de Drifts axiales y laterales (Patch drifts). Acumulaciones sedimentarias típicamente pequeñas, con una morfología irregular y elongada en dirección al flujo (Fig. II.15b y c). Tienen un área de pocas decenas de km2 y un espesor entre los 10 y los 150 m. Estos depósitos pueden estar libre de reflectores o poseer facies sísmicas caóticas muy similares a los lóbulos de debris flow o de masas. Se corresponden con parches de arcillas manganíferas y limos, en los que los nódulos de manganeso constituyen más del 80% del sedimento.

b) Drifts relacionados con canales y fosas (Channel- (moat)-related drifts). En ocasiones a la salida del estrecho o del canal, se desarrollan grandes acumulaciones sedimentarias definidas como Abanicos Contorníticos (Fig. I.19) (Contouritic fans) (Mézerais, 1991; Faugères y Stow, 1993; Mézerais et al., 1993).

Se trata de depósitos con una morfología cónica mucho más grande, con 100 km o más de anchura y radio y un espesor de alrededor de 300 m, como es el caso del Abanico Contornítico de Vema (Fig. II.19) (Mézerais et al., 1993; Faugères et al., 1998). Los abanicos contorníticos son similares a los abanicos turbidíticos de tamaño medio y pueden incluso contener distintas unidades de desbordamiento de canales (channel overbank units) dentro de todo el complejo. Se pueden diferenciar de los sistemas turbidíticos puros por presentar un espesor relativamente delgado, junto con la presencia de discontinuidades erosivas muy extensas.

D) Drifts confinados (Confined drifts). Depósitos confinados dentro de pequeñas cuencas o surcos (Tablas II.I y II.III). Presentan facies sísmicas similares a los drifts elongados con surcos bien diferenciados a lo largo de ambos márgenes (Fig. II.20).


88

Figura II.19. Abanico contornítico de Vema, a la salida septentrional del Canal de Vema. En A) y B) puede observarse las diferentes facies sísmicas del abanico, así como las superficies erosivas de las principales discontinuidades (Tomado de Faugères et al. 1999).


89

Se conocen pocos ejemplos, pero normalmente ocurren en determinadas áreas morfotectónicas, como es el caso del Drift de Louisville (Fig. II.20a), en una zona muy profunda al E del margen de Nueva Zelanda que está afectada por una subsidencia muy acusada (Carter y McCave, 1994), el Drift de Sumba en la cuenca de retroarco de Sumba (Fig. II.20b) en Indonesia (Reed et al., 1987), el Drift de Meiji en la fosa de las Aleutianas (Scholl et al., 1977) y un drift que no tiene asignado un nombre en el surco de las Falkland (Cunningham y Barker, 1996; Howe et al., 1997).

E) Discontinuidades erosivas. La arquitectura estratigráfica dentro de un drift es compleja, y su evolución está marcada por la alternancia de periodos de sedimentación y erosión o no-sedimentación, que se corresponden a una gran inestabilidad y/o a un cambio drástico en el régimen de corrientes.

Figura II.20. Drifts Confinados. A) Drift de Louisville al este del margen de Nueva Zelanda. El drift esta limitado a ambos lados por surcos por los que circula el flujo principal de la corriente. B) Drift de Sumba en el margen sur de

Indonesia. Se puede observar los surcos a ambos lados del depósito así como la geometría lenticular del drift (Tomado de Faugères et al. 1999).


90

El resultado es la superposición de unidades deposicionales con una geometría general lenticular (Figs. II.17, II.20, y II.21b) y cuyos límites se corresponden con discontinuidades mayores de marcado carácter erosivo (Faugères et al., 1998).

Dichas superficies de discontinuidad pueden ser reconocidas como un reflector continuo de fuerte amplitud, frecuentemente subrayado por un cambio importante en las facies sísmicas generados por un cambio en la fuerza de la corriente (Faugères et al., 1999). Tales discontinuidades tan extensas y sincrónicas son muy típicas en los diferentes tipos de drifts comentados anteriormente (Figs. II.17, II.18 y II.19) y presentados en las Tablas II.I y II.III.

En otros casos, los cambios principales en el régimen de corrientes son menos importantes durante la construcción del drift. En estos casos no tienen lugar amplias erosiones, y las extensas discontinuidades son formadas como resultado de variaciones en el tamaño de grano o mediante cambios composicionales, por ejemplo en la tasa de SiO2/CaCO3, como es el caso del Drift de Eirik (Arthurt et al., 1989). Esto puede ser debido a pequeños cambios en el régimen de corrientes, el tamaño de grano de los sedimentos y variaciones más drásticas en la química del agua o alguna combinación de estos factores. Tales cambios también afectan al estilo de progradación y a la distribución de las facies dentro del drift.

F) Surcos erosivos (furrows). Se han determinado surcos erosivos con dimensiones de varios kilómetros de longitud, pocos metros de anchura y de 1 a 20 m de profundidad que parecen estar mejor desarrollados en sedimentos finos cohesivos (Figs. II.21) (Flood y Hollister 1980; Kennett, 1982).

Estos surcos suelen ser asimétricos y han sido descritos en dos contextos diferentes (Kennett, 1982; Pickering et al., 1989; Zhenzhong et al., 1998; Faugères et al., 1999):

1. Pequeñas morfologías erosivas sobreimpuestas a los campos de ondas de fango. Los surcos suelen estar orientados con un ángulo de 25-35º respecto de la cresta de la onda, presentan un espaciado entre 20-125 m y longitudes de hasta 5 km. Vistos en planta son muy estrechos con 1 a 4 m de anchura y 0,75-2 m de profundidad y con un fondo plano (Fig. II.21). Suelen presentar una geometría en la que varios surcos paralelos unidos se abren corriente abajo. Parece existir una relación entre el espesor de la capa nefeloide de fondo y los surcos, estableciéndose que dicho espesor es del orden de la mitad del espaciado entre los surcos.

Figura II.21. Fotografía oblicua a un surco erosivo (Furrow) en la que se puede observar su asimetría y un fondo plano con alrededor de 1 m de anchura (Kennett, 1982).


91

2. Surcos a una mayor escala, como en el umbral de Blake Bahama Ridge, con dimensiones de 20 m de profundidad, 50-150 m de anchura y con un espaciado de 50-200 m. Su geometría en planta es similar a la de los surcos erosivos de menores dimensiones. Es esta zona el espesor de la capa límite tiene una media de 60 m.

La génesis de estos surcos erosivos se ha relacionado con corrientes de mayor velocidad, separadas lateralmente por corrientes de menor velocidad (Kennett, 1982), que podría estar en relación con un modelo circulatorio helicoidal y secundario dentro del la capa nefeloide de fondo, como consecuencia de la interacción de la corriente geostrófica con la topografía del fondo (Pickering et al., 1989). Estos surcos podrían generarse a partir de velocidades de 10 cm/s, si bien en algunas zonas son rasgos erosivos relictos sobre el fondo (Kennett, 1982).

G) Fosas (Moats). Se generan por la concentración del flujo de la corriente debido a los rasgos topográficos (Tablas II.I y II.III; Figs. II.16, II.17, II.18, II.19 y II.20). Las fosas contorníticas están controladas por la existencia de una circulación geostrófica activa, la topografía del fondo, el aporte sedimentario y la turbidez de la capa nefeloide estando asociadas a los drifts monticulares y elongados (Faugères et al., 1993; 1999). Su profundidad está en relación con la duración de la corriente que produce la erosión, el aporte sedimentario, y la resistencia a la erosión de determinados horizontes estratigráficos.

H) Canales contorníticos. Un canal contornítico se define como aquel rasgo erosivo submarino que se extiende de forma paralela al margen continental, correspondiéndose con la denominación de “Canal Profundo Submarino” según la clasificación que hace Nelson y Kulm (1973) en función de su fisiografía.

Su origen se asocia al contexto estructural, ya que muchos de ellos se extienden de forma paralela al margen continental, a dorsales oceánicas o a estructuras como fallas y depresiones del basamento. Por tanto en el trazado de estos canales controlados por las corrientes de fondo hay que destacar la influencia de la morfología del área sobre el trazado de estas corrientes. Se caracterizan por presentar morfologías variables, pero existen algunos parámetros definidos que a continuación se detallan (Carter, 1988; Alonso y Ercilla, 2000):

– La longitud de estos canales varía desde decenas hasta miles de kilómetros. – La anchura suele tener valores menores a los 10 km en su zona inicial y valores mayores en los

tramos finales. – Los perfiles de estos canales son variables, desde suaves y tendidos hasta muy abruptos, con

forma de “U” o de “V”. Normalmente estos perfiles son asimétrico debido al efecto de la fuerza de Coriolis sobre las corrientes que los desarrollan (Menard, 1955). Lo normal es que la ladera que queda a la derecha en dirección descendente de la corriente presente mayor relieve (en el Hemisferio Norte).

– La variación de la profundidad del eje del canal a lo largo de su trazado es generalmente paralela a la del fondo marino que rodea al canal, y normalmente es inferior a 0.06º (Carter, 1988).

– La sinuosidad de estos canales varía en función del contexto estructural en el que se desarrollan. Existe una proporción inversa entre la pendiente y la presencia y frecuencia de meandros (Clark et al., 1992).

– En función de la dirección del flujo se pueden observar diferentes formas de fondo que pueden a su vez diferir de las encontradas en su entorno.


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I) Valles marginales. Según Davies y Laughton (1972) y Kennet (1982), este tipo de rasgo erosivo se origina alrededor de relieves topográficos preexistentes. Se forman por la concentración de las corrientes entorno a los relieves.

La profundidad de estos valles marginales viene determinada por la duración y velocidad de la corriente que los crea, la accesibilidad de las fuentes sedimentarias y la presencia de horizontes estratigráficos resistentes, los cuales limitan la erosión. Los valles marginales inicialmente pueden ser creados por procesos estructurales y mantenerse activos por el efecto de las corrientes. Se pueden encontrar desarrollados alrededor del obstáculos tanto a los lados como a sotavento o barlovento de la corriente.

II.6.2.-Modelo a la escala de unidades deposicionales

Las unidades deposicionales en los drifts contorníticos tienen generalmente una morfología lenticular, con superficies limitantes suaves a irregulares (Figs. II.17, II.19 y II.20b), aunque su geometría convexa no es paralela a la superficie de acumulación generada por el evento erosivo precedente. La extensión y detallada geometría de cada unidad es variable, dependiendo de la intensidad de la erosión y del grado de retrabajamiento que tuvo lugar.

En algunos casos, es la unidad más reciente la que muestra más claramente la naturaleza de la progradación y/o agradación ya que aún no ha experimentado un episodio de erosión importante, como es el caso del Abanico Contornítico de Vema (Fig. II.19).

La unidades que presentan progradación tienen una configuración progradante oblicua (Faugères et al., 1999). La arquitectura agradante y oblicua de las unidades deposicionales revelan la migración general del cuerpo sedimentario, la cual es diferente para cada tipo de drift (Tabla II.I).

⎯ Para los drift laminares abisales (Tabla II.I y Fig. II.14) no hay una migración significativa ya que los depósitos tienden a cubrir la totalidad del área por la acción de las corrientes. La migración sólo ocurría cuando las corrientes se mueven lateralmente debido a los cambios oceanográficos. En consecuencia, las unidades deposicionales pueden formarse con un espesor regular y con una configuración agradante (Stoker, 1998).

⎯ Para las láminas de talud-adosadas hay poca migración aparente, pero un suave downlap muestra una ligera progradación corriente abajo. Los parches de láminas de talud pueden presentar una progradación similar (Fig. II.15 y Tabla II.I).

⎯ Para los drifts gigantes elongados la progradación es generalmente más evidente que para los depósitos laminares (Figs. II.15b y c y II.17 y Tabla II.I), y la dirección de la migración es dependiente de la localización del eje axial de flujo. Hay una típica progradación oblicua corriente abajo en dirección hacia la cuenca en el caso de los drift aislados y una progradación oblicua hacia tierra en el caso de los drift separados. Los drift gigantes elongados separados suelen presentar facies con una configuración progradante sigmoidal, resultado de la combinación de progradación y agradación (Figs. II.17a y b, II.18a y c).

⎯ Los drifts relacionados con los canales y los abanicos contorníticos están compuestos por unidades deposicionales lenticulares con una configuración agradante e irregular y con una extensión limitada (Fig. II.19 y Tabla II.I). La migración es poco clara o evidente, sin embargo la unidad más superficial normalmente muestra una progradación corriente abajo (Mézerais et al., 1993). Los parches de drifts axiales y laterales dentro de los canales muestran una geometría progradacional que no es regular (Tabla II.1).


93

⎯ Para los drifts confinados, el cuerpo sedimentario está compuesto tanto por una simple unidad o por la agradación de varias unidades lenticulares limitadas por discontinuidades erosivas y con reflectores internos que no determinan discontinuidades menores (Fig. II.20 y Tabla II.I). Cada unidad parece rellenar la totalidad del surco con tan sólo algo de erosión a lo largo del límite de los canales. Algunos autores sugieren en este tipo de drift una progradación corriente abajo (Faugères et al., 1999).

II.6.3.-Modelo a escala de facies

II.6.3.A. Jerarquía y modelos de facies contorníticas

En los ambientes marinos actuales existe una jerarquía de morfologías de fondo de más pequeña a más grande (Figs. II.22, II.23 y II.24). Esta jerarquía puede establecerse con diferentes metodologías: Mediante fotografías submarinas se puede identificar una serie de rasgos reconocibles en el fondo las cuales son indicativas de la velocidad del flujo de la corriente profunda.

Figura II.22. Efecto de un incremento en la corriente sobre el fondo, observándose la jerarquía de facies resultante (Kennett, 1982).

Algunos de estos rasgos también han sido reconocidos en sondeos (Heezen y Hollister, 1971; Hollister y McCave, 1984; Kennett, 1982; Stow et al., 1996).

Esta jerarquía puede resumirse en los siguientes puntos:

1- Fondos suaves con organismos suavemente inclinados. 2- Fondos en los que los organismos están muy tumbados y generan pequeños surcos sobre el

sedimento. 3- Pequeños depósitos elongados denominados “streamers” que representan rasgos positivos de

escaso relieve producidos por lumps o feces (Figs. II.9 y II.22). 4- Presencia de cantos (crags), colas (tails) y fosas erosivas (scoured moats) detrás de obstáculos (Figs.

II.9, II.22, II.23 y II.24). 5- Ripples de dimensiones centimétricas, que pueden mostrar arenas y gravas y micronódulos de

manganeso en sus surcos. Los ripples pueden generarse durante días o semanas (Figs. II.22 y II.24).

6- Fondos planos (Figs. II.22 y II.24). 7- Anti-dunas (Fig. II.22). 8- Hardgrounds, con zonas de arenas e incluso gravas, en zonas con una velocidad en el flujo >100 cm/s.


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Figura II.23. Esquema que ilustra la formación de surcos por la acción de corrientes de fondo alrededor de un obstáculo (Tomado de Kennest, 1982).

Estudios de laboratorio han determinado que la velocidad crítica para que los sedimentos biogénicos pelágicos se erosionen es de 15 a 35 cm/sg.

A partir de datos acústicos y sísmicos, se podría también establecer una jerarquía de formas de fondo, con ripples tipo barchan y ripples longitudinales; surcos erosivos (furrows); ondas de sedimentos bien de arenas (dunas) o de fangos; y drifts (Figs. II.22 y II.24).

Las formas de fondo transversales tales como megaripples y dunas, pueden generarse con velocidades de 40-50 cm/s. Las ondas de sedimentos (sand waves & mud waves) presentan dimensiones de km y se generan durante millones de años.

En base a los estudios actuales, desde el eje del flujo de la corriente pueden determinarse las posibles tendencias a escala de facies para un drift, (Fig. II.25). Un buen ejemplo es la Cuenca Orphan Knoll, donde la corriente occidental al este del Labrador en el talud inferior y ascenso continental a una profundidad de 2700 m. (Carter et al., 1979; Schafer y Asprey, 1982).

Las tendencias dependen del tipo de área fuente, la dirección de aporte, la fuerza relativa bajo la corriente de contorno, el flujo de materia orgánica hacia el fondo, el nivel de compensación de carbonatos, el rango de profundidad del agua, el gradiente del fondo, además de otros factores.

En dicho ejemplo, se considera una profundidad de 300 a 3000 m, una corriente con una velocidad de 0 a 20 cm/s, una zona de upwelling talud arriba del sistema de drift y un aporte sedimentario que proviene de la fusión de las placas de hielo, y por resedimentación de material de la plataforma mediante procesos gravitacionales de masas talud abajo.

B´

A´

B CORRIENTES

Sedimentación detrás del obstáculo

Surco resultante de la erosión o simplementedisminución en la sedimentación

REDUCCIÓN DE LA SEDIMENTACIÓNO LA EROSIÓN

Surco: Reducción en la sedimentacióno erosión

Obstáculo

A´ A

B´OBSTÁCULO

B

Incremento de la sedimentación a detras del obstáculo

Posible ligera erosión

CORRIENTES


95

2

00 4 8100 2000

0

40

100 1505000

200

400

600

Corriente de fondom

Km

A BCD D E F G

H I

Drift

m

Km

m

m

100

00 5 10 0204060

Km

m

m

50

02 1 0 23 1 0

m3 2 1 0

cm m50 1000

0

10

Migración ascendente por la pendiente

A B C D

E F HG

Figura II.24. Morfologías generadas por la interacción de una corriente termohalina con el fondo. Se ilustra la transición de facies en un drift (Tomado de Stow, 1994). A) Fosa; B) Surcos grandes; C) Surcos pequeños; D)

Dunas y ondas de arena; E) Ondas sedimentarias gigantes; F) Ripples; G) cicatrices erosivas y colas de sedimentos; H) Alineaciones y lag de sedimentos de tamaño de grano grueso e I) Fondos suaves y planos.

Las tasas de acumulación son altas sobre los flancos de la corriente occidental, disminuyendo hacia el eje de la corriente (Fig. II.25).

El porcentaje de arena varía desde un 10% sobre los flancos a un 65% bajo el eje del flujo de la corriente y un 35-40 % en la base del talud del flanco. Bajo el eje del flujo la sedimentación es escasa, con lag de arena gravosa, con nódulos o cantos de Fe-Mn.

El contenido en carbono orgánico es bajo, la intensidad de la bioturbación es baja, el contenido en carbonato cálcico es alto como reflejo de una alta diversidad de foraminíferos bentónicos calcáreos de aguas profundas (Fig. II.25).

La tendencia proximal/distal en el carácter de la sedimentación desde una corriente de contorno puede variar tanto espacialmente como temporalmente en función de la tasa de desplazamiento del eje del flujo de la masa de agua (Ledbetter, 1979). Este movimiento genera secuencias negativa-positivas. La tendencia de la sedimentación profunda a través del drift es isocrona, sucediéndose sobre líneas de tiempo en las cuales puede haber varias formas de ondas o morfologías irregulares.

Las discontinuidades y/o ligeras discordancias en la sección sísmica de las actuales ondas de fango y drifts, así como la ordenada estructuración de las facies sísmicas, puede ser el resultado de la migración del eje del flujo de la masa de agua profunda en el tiempo y en el espacio.


96

Con más datos sobre la relación del drift con la circulación profunda se podría empezar a entender la estructura interna del drift y hacer predicciones de las tendencias que se pueden esperar en las sucesiones fósiles.

Los depósitos contorníticos se estructuran, a la escala de facies, en secuencias que incluyen contornitas de arena y fango, con secuencias que presentan gradaciones positivas y negativas. Estas secuencias ponen de manifiesto una variación de largo periodo (Fig. II.11) en la circulación de las corrientes mayores que las determinadas en los depósitos de turbiditas (Stow, 1994).

No obstante, estas secuencias de facies son difíciles de diferenciar de las existentes para los depósitos de las corrientes turbidíticas de grano fino (Stow y Lowell, 1979; Lowell y Stow, 1981; Pickering et al., 1989).

II.6.3.B. Facies sísmicas de los drifts contorníticos

Las facies sísmicas son unos de los criterios para la identificación de los depósitos contorníticos. Myers (1986) distinguen cinco facies sísmicas características de los depósitos contorníticos y determinadas con sistemas sísmicos de multicanal (Fig. II.26):

– Facies estratificadas y monticuladas, dominadas por reflectores bien estratificados que se ondulan suavemente o construyen drifts asimétricos con longitudes de onda de decenas de kms.

Figura II.25. Variaciones de las facies a la escala de un drift (Tomado de Pickering et al., 1989).


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– Facies caóticas, con reflectores de amplitud variable, irregulares a hummocky. Los reflectores hiperbólicos son frecuentes en la superficie superior del depósito.

– Facies caótica monticuladas, con reflectores localmente subparalelos a altamente irregulares de mayor continuidad lateral. El depósito presenta una morfología monticular con una longitud de onda de decenas de kms.

– Facies onduladas estratificadas, caracterizadas por estar limitadas por discontinuidades y por presentar reflectores de amplitud moderada.

– Facies de ondas de sedimentos, simétricas y asimétricas de montículos estratificados con unas alturas de 20-250 m de alto y longitudes de onda de 2 a 10 km. Para una escala de mayor resolución, mediante sistemas sísmicos de Sparker y Airgun, las facies descritas para los drifts contorníticos y sus canales y fosas asociadas son (Figs. II.14, II.15d, II.17 y II.19):

– Facies transparentes de espesor variable que se presentan intercaladas con zonas donde aparecen reflectores sísmicos, particularmente en los drifts laminares y en los parches de drifts.

– Facies con reflectores suaves y paralelos de amplitud baja a moderada, que están típicamente interestratificados con zonas de facies transparentes en los drifts laminares y frecuentemente en los drifts monticulares y abanicos contorníticos. Pueden aparecer reflectores continuos y discontinuos.

– Facies con reflectores cortos, discontinuos a caóticos de moderada a baja amplitud, que pueden formar parte de la mayoría de los drifts, los márgenes de los drifts y fosas, particularmente en los parches de drifts.

–Facies con reflectores progradantes sigmoidales, que están presentes en los drifts monticulares donde ha tenido lugar una fuerte migración corriente abajo y/o oblicua.

Estratificada y monticulada

Caóticas

Caóticas y monticuladas

Estratificada y ondulada

Ondas de arena y fango

Figura II.26. Facies sísmicas en depósitos contorníticos (Tomado de Pickering et al. 1989).


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–Facies con reflectores suavemente ondulados con longitudes de onda irregulares, superiores a los 10 km. Se trata de facies comunes sobre determinadas partes de todos los drifts, pero generalmente están ausentes en las fosas asociadas.

–Facies con reflectores horizontales y con baja inclinación truncados en el fondo o por una superficie de erosión interna. Facies características en todos los tipos de drifts.

II.6.3.C. Ondas de sedimentos (sediments waves) y crestas (ridges)

Las ondas de sedimentos (sediments waves); dunas (dunes); ondas de fango (mudwaves) u ondas de arenas (sandwaves) pueden ser muy variables.

Se han descrito como formas paralelas, perpendiculares o con un ángulo respecto al flujo de la corriente (Tabla II.IV y Fig. II.27). Pueden migrar corriente abajo o bien corriente arriba, o progradar talud abajo o bien talud arriba (Hollister et al., 1974; Asquith, 1979; Lonsdale y Hollister, 1979; Embley, 1980; Flood y Hollister, 1980; Kolla et al., 1980; Flood y Shor, 1988; Stow et al., 1996).

Figura II.27. Perfiles de TOPAS donde se observan grandes ondas de sedimentos en el Mar de Scotia (Tomado de Maldonado et al. 2003).

Se presentan sobre grandes áreas del fondo oceánico y están definidas como tipos morfológicos de gran escala, con longitudes de onda entre 1 y 10 km y amplitudes de 10-100 m. Están formadas por sedimentos de tamaño de grano fino, principalmente por limos y arcillas (Zhenzhong et al., 1998; Faugères et al., 1999).


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Figura II.28. Ejemplos de facies sísmicas presentes en las ondas de fango en el Océano Atlántico Ecuatorial: a y b) Ondas irregulares de alta amplitud y baja longitud de onda; c y d) Ondas regulares de baja amplitud y baja longitud de onda; e y f) Ondas regulares casi planas de gran longitud de onda y baja amplitud (Tomado de Pickering et al. 1989).

Las características internas de estas morfologías están sólo bien documentadas a partir de los datos sísmicos, en los que se encuentran una transición en las facies sísmicas que evidencian un incremento de energía desde reflectores hiperbólicos; estratificados y ondulados; ondas de sedimentos; facies monticulares y estratificadas (Pickering et al., 1989). En zonas de máxima velocidad hay erosión y puede no haber sedimentación, con el desarrollo de lags sedimentarios, secciones condensadas y discontinuidades.

Las ondas de sedimentos tienen unas facies sísmicas y ecofacies muy características para un amplio rango de ambientes profundos (Fig. II.28). Se forman claramente como resultado tanto de las corrientes de fondo, tal y como en las corrientes turbidíticas (Tabla II.IV). Pero el proceso hidrodinámico responsable de su génesis está aún por establecerse para poder diferenciar las ondas sedimentarias contorníticas de la turbidíticas (ver Londsdale y Hollister, 1979; Normark et al., 1980; Allen, 1982; McCave y Tucholke, 1986; Kidd y Hill, 1987; Flood, 1988, 1994; Blumscak y Weatherly, 1989; Savoye et al., 1993; Manley y Caress, 1994; Brew, 1995 entre otros ejemplos).

Las ondas de fango son muy frecuentes en el Océano Atlántico, particularmente a lo largo del margen nor-occidental por la acción de la corriente de fondo entre los 2500 y 3500 m de profundidad. Estas ondas de fango presentan tres tipos de morfologías (Allen, 1982):

a) empinadas e irregulares con longitudes de onda de 0,5-2 kms, alturas de 10 a 100 m y ángulos moderados.

b) inclinadas y regulares con longitudes de onda de 0,5-3 kms alturas de 10 a 50 m y bajos ángulos de inclinación (4º a 10º).

c) planas y regulares con longitudes de onda de 3-10 kms, alturas < 10 m y ángulos muy bajos de inclinación (2º-4º).


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Tabla II.IV. Características preliminares propuestas por Faugères et al. (1999) para las ondas de sedimentos en diferentes sistemas. A= amplitud y λ= longitud de onda. Las ondas de fango principalmente están compuestas de

fangos hemipelágicos, y con capas de limos terrígenos o restos biogénicos y localmente turbiditas arenosas.

Las ondas de fango constituyen un fenómeno de larga duración y pueden representar millones de años de acumulación (> 105-106). No son formas de fondo en equilibrio, pero representan eventos deposicionales y erosivos asociados con flujos de corrientes de fondo (Figs. II.15b y II.17). Se han propuesto dos mecanismos para explicar su génesis:

1. Las ondas de fango son la respuesta del fondo submarino a la interacción entre una capa deformable y un fondo oceánico turbio, similar al origen de las antidunas en los sistemas

ONDAS DE SEDIMENTOS Y CRESTAS EN LOS OCÉANOS PROFUNDOS

Ondas turbidíticas Ondas contorníticas Crestas por reptación de sedimentos en el talud

Tipos mixtos Ondas/crestas

λ 0,5-10 km 0,5-10 km 0,5-10 km Dimensiones

A 10-100 m 10-100 m 10-100 m

Orientación

Perpendicular a la dirección de flujo principal o al de desbordamiento

Perpendicular a la corriente de depósito, pero puede ser oblicuo, o paralelo a la corriente principal del fondo.

Perpendicular a la máxima pendiente del talud.

Migración Corriente arriba, pero a veces ligeramente corriente abajo

Bien ligeramente hacia arriba, ondas estacionarias, o bien ligeramente corriente abajo

Migración aparente talud abajo por deformación plástica.

Variación

A y λ decrecen corriente abajo en el flanco del levee. Incremento del tamaño de grano y variaciones en la geometría del depósito a lo largo del flanco del levee.

Sin cambios regulares en las dimensiones y en la geometría del depósito corriente abajo, pero variaciones geométricas irregulares a > escala.

A y la λ decrecen a medida que disminuye el gradiente de pendiente.

Geometría

Ondas con cretas paralelas de baja sinuosidad y con raras bifurcaciones

Ondas con crestas subparalelas, sinuosas, y frecuentes bifurcaciones donde las ondas son menos regulares.

Ondas con crestas subparalelas, sinuosas o curvadas, lateralmente discontinuas con frecuentes bifurcaciones múltiples.

Localización Particularmente frecuentes en los levee turbidíticos

Particularmente frecuentes sobre drifts laminares muy extensos y drifts elongados de grandes dimensiones.

Taludes continentales, con frecuencia cuando los taludes tienen gradientes de pendiente > 2°.

Extensión Zonas relativamente localizadas. 200-1000 km2

Pueden cubrir grandes áreas, (+ de 10.000 km2), pero también en zonas localizadas más pequeñas.

Pueden presentarse sobre áreas pequeñas y localizadas o sobre grandes áreas del talud. 100-1500 km2

Interpretación hidrodinámica

Formadas mediante corrientes turbidíticas competentes de baja a alta concentración (antidunas gigantes?). Sedimentos fangosos a arenosos-gravosos.

Como antidunas gigantes mediante corrientes de fondo competentes (F>1) pero con sedimentación diferencial. La migración de la onda puede ocurrir con velocidades de flujo bajas debido a la influencia de ondas internas a gran escala (F<1) y en ocasiones constituyen un levee elongado paralelo a la tendencia de la corriente

Se forman como resultado del incremento de la fuerza de cizalla por procesos de reptación mediante deformación plástica.

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101

fluviales. En estos casos las ondas de fango podrían formarse con números de Froude mayor o igual a 1, estimándose un valor de 0,91 para la interfase de termoclina bentónica.

2. El segundo mecanismo implica que las ondas de fango se generan como consecuencia de la influencia de las ondas internas asociadas a la masa de agua. Estas ondas son de gran escala, están causadas por las perturbaciones del fondo oceánico, y se superponen a las corrientes de fondo (Flood, 1978; McCave y Tucholke, 1986; Zhenzhong et al., 1998). En este caso el número crítico de Froude no tiene por qué alcanzar un valor de 0,91 para formar la onda de sedimento. El resultado es la formación de la onda corriente abajo de la perturbación. Una vez generada, puede causar perturbación al flujo subsiguiente y generar, de esta forma, ondas adicionales. De acuerdo con Allen (1982) este segundo modelo es consistente con la longitud de las ondas de fango y con el desarrollo de ondas de fango en un solo lado de los levees de los canales submarinos.

También se determinan cretas sedimentarias (ridges) sobre los taludes continentales y su génesis es el resultado del constante esfuerzo de las reptaciones (Tabla II.IV), pero presentan facies sísmicas casi idénticas a las ondas de sedimentos (O´Leary y Laine, 1996) lo que hace que sea en ocasiones muy difícil su diferenciación (Ballard, 1966; Bouma y Treadwell, 1975; Hill, 1984; Gardner et al., 1999). La distinción entre las ondas sedimentarias contorníticas, turbidíticas y las crestas de sedimentos por reptación es todavía más compleja (Fig. II.17d) cuando se presentan conjuntamente, lo que es frecuente en muchos márgenes continentales. Además, los procesos originales de formación pueden ser diferentes de los que causan la posterior progradación y agradación (Howe, 1996).

Sin embargo, resultados recientes del Margen NW Africano (Wynn, 1999), el Golfo de Cádiz (Faugères y Gonthier, 1997), el ascenso continental de Demerra (Gonthier et al., 1999) y el sistema Var (Migeon et al., 2000), permitirán tener un mayor conocimiento de los modelos de las ondas de sedimentos y las cretas por reptación, sus procesos de construcción y los posibles criterios para su diferenciación. Estos estudios están basados en la distribución de ondas de sedimentos y geometría 3-D, litología, y distribución a la escala de una onda o un campo de ondas.

II.7. DIFERENCIACIÓN ENTRE LOS DEPÓSITOS CONTORNÍTICOS Y TURBIDÍTICOS

Una de las principales dificultades encontradas en la actualidad en la interpretación del registro estratigráfico, a lo largo de márgenes continentales tanto en medios actuales como en el registro fósil, es la diferenciación entre los depósitos turbidíticos de grano fino, contorníticos y hemipelágicos.

Las causas son básicamente que estos depósitos presentan una bioturbación muy intensa que impide identificar sus estructuras sedimentarias (Einsele, 2000), y que dichos depósitos representan, a menudo, la interacción de procesos transversales y longitudinales al talud dentro de un continuum presentándose conjuntamente interestratificados. Los depósitos resultantes son una mezcla de depósitos turbidíticos y contorníticos, cuya naturaleza y geometría es difícil de interpretar a partir de los datos sísmicos y no resulta siempre fácil resolverlos con los datos de sondeos (Fig. II.29).

Numerosos investigadores han formulado los criterios básicos para la distinción entre depósitos contorníticos y turbidíticos (Hollister, 1967; Bouma, 1972, 1973; Hollister y Heezen, 1972; Bouma y Hollister, 1973; Stow, 1979; Stow y Lowell, 1979; Lovell y Stow, 1981), pero en muchos casos la distinción entre ambos tipos de depósitos es muy sutil ya que un depósito contornítico puede originarse por el retrabajamiento de turbiditas más antiguas, o bien mediante la captación del material fino que procede de una corriente de turbidez. Por el contrario, las fluctuaciones de la corriente de fondo pueden generar gradaciones que son típicas de los depósitos turbidíticos.


102

En los años setenta, una de las principales controversias científicas fue la importancia de la persistencia de las corrientes contorníticas frente a las corrientes turbidíticas y flujos gravitacionales de masas en la construcción de los márgenes continentales actuales (Emery y Uchupi, 1972; Gorsline, 1978, 1980; Heezen y Hollister, 1971; Hollister y Heezen, 1972; Stow y Lowell, 1979).

La transferencia sedimentaria en las cuencas oceánicas actuales, se efectúa mediante la interacción de los procesos transversales y longitudinales al talud a todas las escalas. Esta combinación de procesos se da particularmente en el margen W de los océanos, cuencas oceánicas marginales y en los márgenes alrededor del continente Antártico (Stow et al., 1998; Faugères et al., 1999).

Los sedimentos aportados al margen por los procesos transversales pueden ser posteriormente redistribuidos por las corrientes de fondo, como es el caso del margen occidental del Atlántico Norte, donde los depósitos contorníticos constituyen entorno al 10%, pero incluso localmente constituyen las facies predominantes (Pickering et al., 1989).

En la literatura se han descrito numerosos y diferentes escenarios para la interacción de procesos transversales y longitudinales al talud, especialmente en el margen E americano (Locker y Laine, 1992; Shanmugan et al., 1993, entre muchos otros); el Océano del Atlántico Sur (Massé et al., 1998); Océano Antártico (Kuvass y Leichenkov, 1992; Larter y Cunningham, 1993; Weber et al., 1994; Pudsey y Howe, 1998) y en el margen de Nueva Zelanda (Carter y McCave, 1994, etre otros). Faugères et al. (1999) resumen dichos escenarios en la Figura II.29.

Figura II.29. Interacción de procesos contorníticos y turbidíticos (Faugères et al., 1999).

INTERACCIÓN ENTRE PROCESOS CONTORNÍTICOS Y TURBIDÍTICOS

Corrientes de contorno que inducen a un movimiento lateral de levees turbidíticos

Abanico contornítico del canal de Columbia

Abanico contornítico de Hikurangai

Escarpe en el ascenso continental

Depósito contornítico

Depósito turbidítico

Erosión

Corriente turbidítica

Corriente contornítica

Fuerte

Débil

Interferencia entre depósitos contorníticos y turbidíticos Erosión/no sedimentación por corrientes de contorno

Abanico turbidítico distal bajo un depósito contorníticoDrift actual de Hatteras

Drift de Chesapeake (Mioceno superior)

Desplazamiento delcanal turbidítico

Relleno turbidítico

Margen de las HebridesCuenca Argentina


103

A una escala temporal amplia, han existido periodos de alternancia durante los cuales los procesos transversales y longitudinales han sido dominantes como resultado de las variaciones en el clima, nivel del mar y circulación del fondo junto con la morfología de la cuenca y la topografía del margen.

La interacción de los procesos transversales y longitudinales al talud se ha realizado desde el Eoceno terminal, cuando tiene lugar un periodo de intensa circulación termohalina y más recientemente con una marcada alternancia en el estilo deposicional que refleja los episodios glacial-interglacial durante los últimos 2 Ma (Faugères et al., 1999).

II.7.1. Diferenciación a la escala del drift

Los cañones submarinos y canales turbidíticos que se encuentran atravesando el talud pueden estar fuertemente influenciados por las corrientes contorníticas que desarrollan levees elongados y asimétricos en parte turbidíticos y en parte contorníticos. Un buen ejemplo ocurre a lo largo del Margen Antártico (Weber et al., 1994; Rebesco et al., 1996).

La erosión de los canales por las corrientes que descienden por el interior de lo mismos ha sido propuesto para el caso del Ascenso Continental de Chatman al E de Nueva Zelanda (Barnes, 1992, 1994) y para el Golfo de Cádiz (Faugères et al., 1985b; Nelson et al., 1993), ejemplos, en los cuales los levees son drifts contorníticos elongados (Fig. II.30).

En la actualidad estos sistemas parecen considerarse como unos sistemas mixtos turbidíticos-contorníticos. En aquellos sistemas que no sean mixtos, también podría existir confusión entre los drifts monticulares elongados y los levees turbidíticos debido a que:

a. Los drifts pueden ser alargados talud abajo. b. Los sistemas de canal-levee turbidíticos que suelen estar orientados perpendicularmente al talud,

también pueden estar orientados longitudinalmente al talud al ser desviado por la fuerza de Coriolis o bien por un control tectónico.

c. Ambos depósitos tienen una geometría similar monticular-elongada. d. Existen auténticos drift tipo levee.

Los criterios para la identificación de los depósitos contorníticos frente a los turbidíticos a la escala de drift, fueron enunciados por Stow y Piper (1984); Faugères et al. (1984); Mitchum (1985); Faugères y Stow (1993) y Faugères et al. (1999):

⎯Los drifts presentan una morfología monticular convexa respecto a una morfología en abanico para los depósitos turbidíticos.

⎯No tienen reflectores continuos internos en una sección longitudinal (paralelos al margen). ⎯Son asimétricos con un flanco mucho más inclinado que otro. ⎯Las dimensiones de los abanicos turbidíticos son generalmente muy superiores. ⎯Puede haber reflectores que marquen una terminación en toplap. ⎯Los drifts no presentan en planta una morfología perpendicular al margen continental. ⎯Están físicamente aislados de la fuente de aportes del sedimento. ⎯Frecuente presencia en los drifts de discontinuidades erosivas y de no-sedimentación que son

sincrónicas y con una gran extensión lateral. Estas superficies no son frecuentes en los sistemas turbidíticos de abanicos submarinos profundos, en los que la erosión está generalmente restringida a los canales y a las regiones proximales por el desarrollo de deslizamientos y slumps. En los abanicos los límites son diacrónicos debido por ejemplo a la progresiva migración de los canales.


104

Figura II.30. Relación entre la tendencia del talud, dirección de la corriente y el modelo de levee (Faugères et al., 1999).

II.7.2. Diferenciación a la escala de unidades deposicionales

Los abanicos contorníticos y drifts separados muestran canales y fosas con un montículo elongado o drift desarrollado primariamente sobre uno de los flancos. Estos depósitos presentan una geometría y facies sísmicas comparables a los sistemas de canal-levee turbidíticos de los abanicos submarinos profundos, cuñas de deyección (debris apron) y llanuras abisales. Ambos sistemas presentan reflectores caóticos a opacos en el canal o la fosa, y reflectores paralelos a ondulados sobre el levee o montículo.

SITUACIONES DE POSIBLE RELACIÓN ENTRE LA TENDENCIA DEL TALUD, LA DIRECCIÓN DE LA CORRIENTE Y EL MODELO DE LEVEE

Dirección de la corriente Corrientes turbidíticas Corrientes de contorno

a

-

+

W

E

b

W

E

W

E

Zona de deposito

Zona elevada

Canal bien definido, inclinándose

hacia el E Restricción del flujo a la derecha del

canal Desarrollo de levee a la derecha del

canal, progradando hacia el talud (izquierda)

Levee: - Decrece el relieve corriente abajo - Aumenta el tamaño de grano corriente

abajo

Sin canal principal Expansión hacia la derecha de las corriente de fondo

Restricción del flujo a la derecha del canal Lamina uniforme de sedimentos, con campos de ondas de sedimentos

d

W

E

c

W

E

+

-

W

E Canal

Zona de deposito

Zona elevada

Varios canales someros Levees a la derecha de la corriente Sistema canal-levee inestable Migración del sistema hacia la

izquierda de la corriente Progradación de los depósitos talud

abajo Abanico distal del Cabo Ferret

Canal bien definido, inclinándose hacia el W

Restricción del flujo a la derecha. Erosión del talud

Desarrollo de levee a la izquierda de la corriente

Progadación hacia el talud (derecha) Levee:

. Decrece el relieve corriente abajo

. Decrece el tamaño de grano corriente abajo

Drift de Faro


105

Sin embargo, es posible distinguir entre sistemas turbidíticos y contorníticos a partir de la relación entre la dirección de progradación con la tendencia general del margen donde ellos se han depositado, junto con la dirección del flujo. Como regla general, los cuerpos sedimentarios de aguas profundas de cualquier tipo tienden a migrar de acuerdo con cuatro factores principales: a) dirección del flujo; b) efecto de Coriolis; c) contexto morfológico y d) cualquier interacción con otra corriente.

Se han sugerido diferentes escenarios para el paso de las corrientes y el modelo de depósitos asociados de acuerdo con el tipo de corrientes, la tendencia de la corriente respecto a la tendencia del margen y el efecto de Coriolis (Fig. II.31):

1. Independientemente del tipo de corriente, el levee turbidítico o el drift contornítico tiende a migrar corriente abajo, lo que sucederá talud abajo en las turbiditas y longitudinalmente al talud para las corrientes de fondo (Fig. II.16a y b).

2. De acuerdo a qué tipo de corriente está involucrada en el proceso de transporte del sedimento, la migración lateral de los levee difiere como consecuencia del efecto de Coriolis. En el hemisferio norte (Fig. II.16b) si el flujo está directamente descendiendo talud abajo en un sistema turbidítico, las corrientes turbidíticas son deflectadas hacia la derecha. Cuando alcanzan el ascenso continental, o donde el relieve de los canales ha disminuido suficientemente, dichas corrientes desbordan preferentemente el flanco derecho del canal y construyen un levee prominente en este lado. Con una continua sedimentación a la derecha, el canal y el levee tienden a migran hacia la izquierda, de manera que el sistema canal-levee comienza a orientarse más y más de manera oblicua al talud (Figs. II.16c y II.30c).

Cuando el flujo se dirige longitudinalmente por el talud, como si fuera una corriente de fondo, el efecto de Coriolis de nuevo deflecta el flujo hacia la derecha, obligando a acercarse, aún más, el flujo contra el talud. Este acercamiento, forzado hacia el talud intensifica el flujo, produciendo erosión y generando el desarrollo de fosas y canales. Las bajas velocidades a la izquierda del flujo favorecen la sedimentación y la construcción del drift, el cual tiende a migrar talud arriba así como a progradar sobre el talud (Faugères et al., 1999).

3. Los dos tipos de flujos están afectados de manera significativa por la morfología del fondo. Un cambio en la tendencia del margen o en la inclinación del talud puede causar bien el inicio o el cese de la sedimentación y construcción del drift por las corrientes de fondo (Fig. II.18c y d).

La morfología también puede inducir un cambio en el tipo de drift, por ejemplo, de un drift monticular con una progradación característica a un drift adosado (plastered slope drift) con una progradación menos definida pero con una clara agradación (Fig. II.15a-c). Un fuerte control tectónico sobre las corrientes turbidíticas puede dar como resultado una geometría de los depósitos similar a la de los drifts (Fig. II.31). La corriente turbidítica interacciona con, por ejemplo, la base del talud de un seamount, lo que causaría la desviación del flujo, posible erosión cerca del monte submarino y la sedimentación corriente abajo.


106

Figura II.31. Geometría de los levees turbiditicos en relación con el talud continental (Faugères et al., 1999).

4. Cuando la sedimentación está controlada por la interacción de corrientes, entonces el parámetro de migración parece verse afectado. La interacción de la Corriente del Golfo que fluye hacia el N con la corriente del límite occidental (WBUC) al E de Norte América por ejemplo ha permitido la separación del complejo Blake-Bahama Outer Ridge (McCave y Tucholke, 1986). La corriente WBUC combinada con el efecto de Coriolis incrementa la desviación de las corrientes turbidíticas y acentúa la asimetría de los levee turbidíticos sobre el Abanico Submarino de Laurentian. En el NE del surco Rockall, la influencia de la interacción del flujo y la topografía han permitido un complejo modelo de construcción y migración de drift muy particular (Figs. II.15, II.28 y II.31).

II.7.3. Diferenciación a la escala de las facies

Uno de los grandes problemas en contornitas actuales y fósiles ha sido utilizar sus características litológicas como un diagnóstico para reconocer este tipo de depósitos (Bouma, 1972; Hollister y Hezzen, 1972; Stow y Lovell, 1979; Lowell y Stow, 1981; Gonthier et al., 1984; Stow y Piper, 1984; Pickering et al., 1989; Jones et al., 1993; Locker y Laine, 1993; Sarnthein y Faugères, 1993; Stow y Faugères, 1993).

CONTROL TECTÓNICO EN LA RELACIÓN ENTRE LA TENDENCIA DEL TALUD, CORRIENTES TURBIDÍTICAS Y EL MODELO DE LEVEE TURBIDÍTICO

W

E Canal

Zona de deposito

Zona elevada

123

5

W

E

4

Migración del canal

Canal retrogradante

W

E

ErosiónAgradación

Desbordamiento

Canal con un control estructural Evolución de la sedimentación controlada por la anchura y profundidad del canal Localización del canal y evolución controlada por fallas

Canal con una situación inestable Canal estrecho y somero Migración cíclica del sistema canal-levee

- Migración progresiva desde el N al S (1 a 4)

- Rápida movimiento hacia el S (5) Abanico distal del Cabo Ferret

(hemisferio norte)

Canal con una situación estable

Canal estrecho y profundo Alta agradación Pequeña progradación limitada por el canal

Erosión en el margen derecho de la corriente

Desbordamientos forzados a la izquierda.

- Escape por desbordamiento de corrientes turbidíticas

- Excavación de canales secundarios

Levees del escarpe de Sao Paulo (hemisferio sur)


107

Está aún por resolver cómo las contornitas pueden enmascarar los procesos generados mediante otros mecanismos y cómo las corrientes de fondo pueden retrabajar en mayor o menor extensión otros tipos de depósitos. Los criterios para la identificación de los depósitos contorníticos frente a los turbidíticos a la escala de facies fueron enunciados por Faugères y Stow (1993) y Faugères et al., (1999) y éstos son:

⎯ Presentan concentraciones de lag de tamaño de grano grueso, especialmente aquellas con grandes componentes biogénicos, como caparazones de foraminíferos plantónicos (Carter et al., 1979).

⎯ Gradación negativa, con un contacto superior neto (Carter et al., 1979; Lowell y Stow, 1981). ⎯ Fábrica de granos particular, por la cual los granos se orientan paralelos al talud (Ledbetter y

Ellwood, 1980).

Por otra parte, todas las facies sísmicas y ecofacies descritas en los apartados anteriores para los diferentes drifts contorníticos han sido también reconocidas en los sistemas turbidíticos, por lo que distinguir ambos sistemas a esta escala de observación de facies no es algo simple. Sin embargo, ciertas facies sísmicas parecen ser más características o incluso restrictivas de los sistemas turbidíticos. Estas incluyen reflectores bien estratificados, horizontales, paralelos, de alta amplitud a turbiditas de relleno (ponded) en las llanuras abisales, así como otros reflectores de alta amplitud, prolongados en los canales turbidíticos rellenados con material de tamaño de grano grueso.

Los modelos indicativos de la progresiva migración del canal-levee a través de la sección sísmica, movimiento de los canales y sistemas de canal flanqueados por dos claros levees, son típicos de los sistemas turbidíticos.

A las corrientes turbidíticas canalizadas normalmente acompañan profundas erosiones, mientras que, configuraciones de reflectores monticulares y sigmoidales con menos erosión, tipifican los canales de los drifts de los sistemas contorníticos (Faugères et al., 1999). Una topografía caótica asociada con modelos de reflectores caóticos y escarpes erosivos, junto con ecofacies sísmicas marcadamente lenticular, transparente son generalmente indicativas de la actividad de deslizamientos, slumps y debris flows sobre taludes relativamente inclinados.

La distinción respecto a los leeve turbidíticos no puede hacerse tan sólo basándose en una geometría monticular o a la tendencia en la elongación, salvo donde los montículos estén claramente aislados del aporte del talud, como es el caso de los drift separados. La orientación típica de muchos drifts contorníticos es paralela al talud, lo cual constituye un punto clave para su interpretación. Un modelo típico de corriente turbidítica se caracteriza por la formación de dos leeves a ambos lados del canal y, en altas latitudes, por el desarrollo de un único levee debido a la fuerza de Coriolis.

II.8. FACTORES QUE CONTROLAN LA SEDIMENTACIÓN CONTORNÍTICA

Los factores que influyen en el desarrollo de la sedimentación y distribución de los depósitos contorníticos son, en general, los factores contrarios a los que favorecen la sedimentación de las facies gravitacionales de masas sobre los márgenes continentales.

Estos factores son (Fig. II.32): la circulación termohalina; la topografía del fondo; el aporte sedimentario; la capa nefeloide; la profundidad del nivel de compensación de carbonatos (CCD); el clima y las variaciones del nivel del mar (Kennett, 1982; Pickering et al., 1989; Faugères y Stow, 1993; Faugères et al., 1999).


108

II.8.1. Circulación geostrófica

La relación precisa entre el depósito de drift y la geometría del flujo de la corriente de fondo no está aún bien conocida en detalle (Einken y Hinz, 1993). Generalmente se asume que la sedimentación tiene lugar en el agua relativamente tranquila al lado del núcleo principal de la corriente que lleva material en suspensión, donde la capacidad de transporte excede a la de sedimentación (McCave y Tucholke, 1986).

La posición del flujo de la masa de agua profunda respecto a la topografía del fondo, las características del talud continental y su interacción con otro flujo en dirección opuesta inciden, claramente, en la morfología resultante del drift. Además, el propio drift puede desviar el flujo de la corriente que originó el depósito, tal es el caso de los drift aislados donde la corriente fluye en direcciones opuestas.

Sobre la circulación de las corriente profundas influyen otros factores como la topografía del fondo, rugosidad del fondo y aporte sedimentario mediante corrientes de turbidez (Tucholke y Ewing, 1974).

II.8.2. Topografía del fondo

Las características morfológicas generales de la cuenca tienden a controlar el tipo de acumulación contornítica. En la cuenca del Océano Atlántico Septentrional se han desarrollado grandes acumulaciones elongadas muy extensas, pero por el contrario, en la cuenca del Océano Atlántico Meridional se han desarrollado acumulaciones sedimentarias de menores dimensiones, controladas estructuralmente, encajadas y conectadas lateralmente con canales profundos (Faugères et al., 1993; Zhenzhong et al., 1998).

La topografía del fondo oceánico genera un fuerte control sobre la circulación oceánica:

1. La corriente tiende a acumularse sobre el margen continental debido a la Fuerza de Coriolis que se intensifica debido a la pendiente del talud continental y además puede cambiar su orientación provocando variaciones en su velocidad.

2. La presencia de montes submarinos (seamonts) induce a perturbaciones en el flujo de la corriente de fondo favoreciéndose la presencia de depresiones profundas tras el relieve (Kennett, 1982).

3. Antes del relieve de una fractura se puede ralentizar el flujo y/o desviar suficientemente la corriente e inducirle a generar un depósito sedimentario en forma de drifts o bien cualquier otra acumulación contornítica (Scrutton y Stow, 1984).

4. En los estrechos, la velocidad del flujo se incrementa al pasar la masa de agua (Kennett, 1982; Faugères et al., 1999).

II.8.3. Capa nefeloide

Los estudios realizados indican que la turbidez de la capa nefeloide es función del aporte sedimentario, erosión del fondo y transporte por las corrientes y la posición del nivel de CCD (Faugères et al., 1993).

Las capas nefeloides con una alta turbidez están acompañadas normalmente de una alta tasa de sedimentación, lo cual es un factor importante para la formación de drifts contorníticos a gran escala, pero no es una condición indispensable para una sedimentación activa (Zhenzhong et al., 1998).

Una fuerte contribución de sedimentos a la capa nefeloide profunda tiene lugar durante las tempestades abisales, en las cuales se mantiene en suspensión una gran cantidad de sedimento


109

FUERZA DE LA CORRIENTE DE FONDO REGIONAL

+-

Fuerza de Coriolis

Topografía del fondo

Circulación profunda geostrófica

Circulación superficial

TormentasProfundas

TURBIDEZ DE LA CAPA NEFELOIDE

SEDIMENTACIÓNCONTORNÍTICA

Aportesedimentario

C.C.D.

Terrígeno

Biogénico-pelágico

Transporte Erosión

previamente depositado sobre el fondo. Independientemente del origen de las partículas, parece existir una estrecha relación entre las capas nefeloides de alta turbidez y el transporte activo mediante corrientes de fondo incluyendo erosión y sedimentación. No obstante, la resuspensión de sedimentos del fondo no es el único mecanismo que alimenta la capa nefeloide.

Figura II.32. Principales factores que influyen en la sedimentación contornítica (Tomado de Faugères et al. 1993).

Otros procesos implicados son: 1. el aporte de terrígenos de los márgenes adyacentes por corrientes de turbidez; 2. los procesos advectivos mediante superficies isopícnicas por suspensión en cascada de otros procesos hemipelágicos; 3. la decantación directa de partículas pelágicas; 4. la resuspensión de partículas por la actividad de organismos bentónicos sobre el sedimento.

II.8.4. Aporte sedimentario

La tasa de sedimentación producida por una corriente de fondo está subordinada a la disponibilidad del sedimento que ésta puede transportar. El sedimento puede ser de origen terrígeno o biogénico y su volumen puede estar controlado por numerosos factores.


110

En general el aporte de sedimento está principalmente controlado por la geología, la tectónica, el clima del área fuente continental, la morfología del margen y la actividad tectónica relativa, y por los cambios relativos del nivel del mar. En particular el aporte de material bioclástico está estrechamente relacionado con las condiciones hidrológicas, el clima, la productividad y la disolución del material esqueletal en la cuenca profunda (Zhenzhong et al., 1998).

Los valores mínimos y máximos de aporte de sedimentos están sujetos a un delicado equilibrio entre los procesos sedimentarios transversales al talud y aquellos longitudinales al mismo. Por ejemplo, si el aporte sedimentario proviene del continente, un aporte excesivo y continuo de sedimentos puede enmascarar el desarrollo de la sedimentación contornítica (McCave y Tucholke, 1986).

Sobre el ascenso continental las corrientes de fondo y de turbidez pueden ser activas con-temporáneamente y, por consiguiente, los sistemas de canales y abanicos profundos y los depósitos contorníticos pueden coexistir al mismo tiempo y presentar unas configuraciones muy diversas según las diferentes situaciones (Kuvaas y Leitchenkov, 1992; Locker y Laine, 1992).

Además, la corriente de fondo puede beneficiarse del flujo turbidítico, reelaborando la arena del depósito precedente (Mutti, 1992) o bien, volviendo a resuspender el sedimento de fracción fina para depositarlo posteriormente como un depósito contornítico limo-arcilloso (Tucholke, 1977; Tucholke y Laine, 1982).

El aporte sedimentario es un factor clave en el desarrollo de la sedimentación contornítica, lo cual es evidente en la porción central y septentrional del margen occidental Atlántico (McCave y Tucholke, 1986). En este margen el drift Bjorn y Gardar tienen un importante desarrollo a partir del aporte sedimentario de Islandia, sin embargo, en un contexto oceanográfico equivalente en el sector W del Umbral Reykjanes no presentan acumulaciones contorníticas debido a la ausencia de aporte sedimentario. El drift de Blake-Bahama Outer Ridge está muy desarrollado como consecuencia del aporte sedimentario de la Plataforma “Blake” a la cual le llega el aporte sedimentario por la Corriente del Golfo (McCave y Tucholke, 1986).

Por el contrario, existiendo un aporte lateral continuo de sedimentos, puede inhibirse la formación del drift por la continua avalancha de sedimentos desde el talud que genera depósitos gravitacionales de masas. Este es el caso del ascenso continental de Nueva Escocia (McCave y Tucholke, 1986).

II.8.5. Clima

En ocasiones, la marcada ciclicidad que se observa en las facies contorníticas parece inducida climáticamente por los ciclos de Milankovich y por tanto por los cambios climáticos glacial/interglacial (Faugères y Stow, 1993).

El clima afecta a la circulación atmosférica y a las condiciones de formación e intensidad del agua profunda. Los cambios climáticos producen una alternancia entre episodios glaciares e interglaciares, los cuales no parecen producir una respuesta global simple en términos de circulación de fondo y la respuesta de la sedimentación contornítica a estos cambios no está bien conocida (Corliss et al., 1986). Esta respuesta depende de la latitud y del contexto morfológico, y no tiene que ser necesariamente la misma para la masa de agua profunda del Atlántico Norte (NABW) que para la masa de agua profunda Antártica (AABW) (Faugères y Stow, 1993).

Las fluctuaciones climáticas globales y los cambios del nivel del mar para el Plio-Cuaternario determinan cambios en la producción de aguas profundas en altas latitudes y en la circulación


111

termohalina general. Si embargo, existe todavía mucha incertidumbre en relación con las condiciones climáticas particulares (y por tanto al nivel del mar) y determinadas intensidades de circulación del fondo marino.

De acuerdo con algunos autores, el periodo en el que la intensidad de la circulación del fondo, relacionada con la masa de agua Ártica de fondo (ABW), es mayor, son los periodos interglaciares (Ledbetter, 1984, 1986; Ledbetter y Ciesielski, 1986; Pudsey et al., 1988; Pudsey y Howe, 1998) o la transición interglacial-glacial (Ledbetter y Ciesielski, 1986; Massé et al., 1994).

Otras evidencias parecen contradictorias con la corriente circumpolar Antártica (ACC) ya que para algunos autores tiene una gran intensidad durante el interglacial Holoceno (Howe et al., 1997) o durante el último máximo glacial de acuerdo con Pudsey y Howe (1998).

Para la circulación de fondo relacionada con el agua profunda Noratlántica (NADW), los periodos de mayor intensidad han sido determinados por numerosos autores durante los estadios interglaciares (Boyle, y Keigwin, 1982; Dowling y McCave, 1993; Howe, 1995), durante los períodos glaciales (Robinson y McCave, 1994; Revel et al., 1995), al final de la glaciación (Duplessy, 1982; Duplessy et al., 1988; Dowling y McCave, 1993) o durante la deglaciación (Dowling y McCave, 1993).

De hecho, parece que diferentes masas de agua pueden haber actuado de manera diferente durante el mismo periodo climático. De esta manera, en el Atlántico Norte hubo una intensificación del agua intermedia y reducción del agua marina profunda durante el último máximo glacial, seguido por un breve cambio y vuelta a este modelo durante la deglaciación (Bond et al., 1992; McCave et al., 1995). El mismo modelo de circulación intermedia (Antartic Intermediate Water, AIW) y profunda (NADW) ha sido observado en el Atlántico Sur (Viana, 1998).

Durante las épocas glaciales las áreas de altas latitudes con masas de agua de alta densidad y procesos de donwelling (por ejemplo el frente polar) se desplazan hacia latitudes más bajas. Grandes cantidades de mar helado pueden generar un incremento en la salinidad del océano de 1 a 2 o/oo y de esta manera se estabiliza la masa de agua profunda.

Además, la fusión parcial del hielo puede diluir el agua superficial y, por tanto, se favorece una mayor estratificación de las masas de agua en las bajas latitudes. Como resultado de ambos procesos la circulación termohalina será más débil y el transporte de oxígeno hacia las aguas profundas se reducirá (Einsele, 2000).

Cada episodio de incremento de la circulación de la corriente en relación con eventos hidrológicos globales se corresponde con amplias superficies de erosión y no-sedimentación en los drift. Tales eventos pueden tener una causa climática (en relación con la variación en la extensión de la cubierta de hielo polar o frente polar) o una causa tectónica, por ejemplo la apertura y cierre de umbrales y estrechos que controlan el intercambio de aguas profundas entre cuencas oceánicas.

Las discontinuidades estratigráficas relacionadas con tales eventos son bien conocidas en el océano global a través de ciertos periodos, por ejemplo en el límite Eoceno-Oligoceno, al final del Mioceno medio y al final del Mioceno superior (Tucholke y Mountain, 1986; Haq, 1991, entre otros).

II.8.6. Variaciones del nivel del mar

No hay datos directos que nos permitan establecer una relación directa entre nivel del mar y una mayor o menor tasa de acumulación o de erosión de los drifts, especialmente a la escala de las fluctuaciones glaciales e interglaciares (Faugères y Stow, 1993).


112

No obstante, en términos generales, durante los intervalos de bajo nivel del mar se tiende a favorecer los procesos gravitacionales de masas y, por el contrario, durante los intervalos transgresivos y de alto nivel del mar parece que se tiende a favorecer los procesos sedimentarios contorníticos (Haq, 1991; Vail et al., 1991).

A pesar de los diferente modelos y discusiones planteadas, lo cierto es que dado el bajo potencial de preservación de los depósitos contorníticos, la carencia de buenas dataciones, y el hecho de que no se reconocen claramente en el registro fósil, el establecimiento de los depósitos contorníticos respecto a una posición del nivel del mar debe de hacerse con mucha precaución (Pickering et al., 1989).

II.8.6.A. Sedimentación marina profunda durante los periodos de bajo nivel del mar (Lowstands Systems Tracts)

Sea cual sea la intensidad relativa de la circulación del fondo, el influjo de grandes volúmenes de sedimentos continentales hacia los medios profundos se ha relacionado con los principales periodos de bajo nivel del mar.

Durante estos periodos tiene lugar el enmascaramiento de la sedimentación contornítica y el predominio de los depósitos de talud (Pickering et al., 1989). Esta situación es particularmente clara en el margen continental del E de los EEUU (Tucholke y Mountain, 1986; McMaster et al., 1989). Pero incluso, si tiene lugar la sedimentación contornítica, los depósitos tienen un bajo potencial de preservación (Zhenzhong et al., 1998).

Los modelos de estratigrafía sísmica tienden a representar las acumulaciones principales de turbiditas y depósitos gravitacionales de masas como características del Cortejo de Bajo Nivel del Mar (Lowstands Systems Tracts) (Haq, 1991; Vail et al., 1991), si bien hay importantes excepciones a esta regla ESPE-cialmente en sistemas carbonatados o en áreas donde el control tectónico es más importante que el nivel del mar.

No obstante, Shanmugan y Moiola (1982), Abrantes (1988), Vergnaud-Grazzini et al. (1989), Grobe y MacKensen (1992), Rohling y Bryden (1994), van Weering et al., 1998, Cacho et al. (2000), Dezileau et al. (2000), Shönfeld y Zahn (2000) consideran que durante los intervalos bajos también se favorece el desarrollo de importantes corrientes de contorno las cuales pueden aventar los sedimentos finos turbidíticos.

II.8.6.B. Sedimentación marina profunda durante los periodos de alto nivel del mar (Highstands Systems Tracts)

En los sistemas clásticos marinos profundos parecen dominantes los procesos de sedimentación por depósitos contorníticos y hemipelágicos (Pickering et al., 1989).

La acumulación importante de drift contornítico se favorece, por una parte, por corrientes de fondo de intensidad moderada y, por otra, por unas tasas relativamente bajas de aporte sedimentario mediante corrientes turbidíticas y otros flujos de masas que no enmascaren los efectos de las corrientes de fondo.

Esto podría implicar que los depósitos contorníticos se forman normalmente como parte del sistema del Cortejo de Alto Nivel del Mar (Highstands Systems Tracts) (Faugères et al., 1993).


113

Sin embargo, contrariamente a ciertas publicaciones (Vail et al., 1977, 1991; Posamentier et al., 1988; Haq, 1991) para Pickering et al. (1989); Faugères y Stow (1993) y Faugères et al. (1999) el desarrollo de los drift contorníticos no se fija claramente para una determinada posición del nivel del mar.

Durante los intervalos de alto nivel la sedimentación queda fundamentalmente restringida a la plataforma y, por tanto, la sedimentación es muy reducida en la cuenca profunda. Este hecho favorece el desarrollo de secciones condensadas (Cremer, 1983; Cremer et al., 1985; Mézerais, 1991; Faugères et al., 1998; Sierro et al., 1999) o incluso podría inhibir el desarrollo de depósitos contorníticos si se produce la falta de aporte sedimentario (Zhenzhong et al., 1998).

Por otro lado estudios a partir de datos de isótopos de oxígeno (Duplessy, 1982, Duplessy et al., 1988) y datos de tamaño de grano (Dowling y McCave, 1993) indican que en el tránsito glacial-interglacial es el intervalo en el que existe una mayor velocidad de la corriente profunda, por lo que el desarrollo de los drifts contorníticos estaría más relacionado con los periodos de subida del nivel del mar, más que con los de alto nivel (Faugères y Stow, 1993; Howe et al., 1994, 1997; Zhenzhong et al., 1998; Kuijpers et al., 1998; Thomson et al., 1999; Weaver et al., 2000).

Se podría concluir, por tanto, que a escala de los ciclos glaciares-interglaciares o mayores (100.000 a 1.000.000 años) durante el Neógeno, los datos de los drifts que han sido estudiados parecen mostrar una variación al azar en el crecimiento del drift relacionado con la intensidad de la corriente. A una escala más pequeña, en relación con ciclos de 20.000 a 40.000 años, tampoco hay una clara relación entre el desarrollo del drift y la variación climática o el nivel del mar (Faugères et al., 1999).

III. Características morfológicas del talud superior y medio del golfo de Cádiz

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III. CARACTERÍSTICAS MORFOLÓGICAS DEL TALUD SUPERIOR Y MEDIO DEL GOLFO DE CÁDIZ

III.1. CARACTERÍSTICAS MORFOSEDIMENTARIAS

Se han identificado diferentes rasgos morfosedimentarios en el área de estudio (Hernández-Molina et al., 2003) que van a ser descritos en cada dominio fisiográfico del margen continental del Golfo de Cádiz y que se representan en la Fig. III.1:

Figura III.1. Esquema morfosedimentario del Sistema Deposicional Contornítico del talud continental del Golfo de Cádiz. Sectores morfosedimentarios diferenciados: 1) Sector Proximal de surcos y cintas de arena; 2) Sector de

lóbulo sedimentario de desbordamiento; 3) Sector de canales contorníticos y dorsales diapíricas; 4) Sector deposicional contornítico activo; 5) Sector de cañones submarinos. (Tomado de Hernández-Molina et al. 2003)

III.1.1. Rasgos morfosedimentarios del talud superior

Los principales elementos morfosedimentarios diferenciados en el talud superior son de origen deposicional, erosivo y gravitacional.

Dentro de los tipos morfosedimentarios de origen deposicional cabe destacar la existencia de un cuerpo progradante de borde de plataforma-talud superior y que genera una morfología superficial suave convexo-cóncava (Figs. III.1. y III.2.A y B). Este cuerpo progradante se distribuye prácticamente a lo


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largo de todo el talud superior desde la salida del Estrecho de Gibraltar hasta el Cabo de San Vicente con una longitud aproximada de 260 km y una anchura media de 6 km (Fig. III.1).

Figura III.2. A) Mapa batimétrico de Heezen y Johnson (1969) del Talud superior. Isobatas cada 100 m de profundidad. Localización de los perfiles ejemplo del Talud superior; B) Ejemplo de morfologías de origen

deposicional y erosivo. C) Ejemplos de morfologías de origen gravitacional.

Existen zonas en las que este cuerpo progradante está erosionado, identificándose una superficie irregular y erosiva que representa el principal carácter morfológico de origen erosivo del talud superior (Fig. III.1). Se han diferenciado dos zonas donde predomina la erosión:

a) Una zona que se localiza paralela al borde de la plataforma y a lo largo de todo el talud superior comprendido entre el Estrecho de Gibraltar hasta la altura de la desembocadura del Río Guadalquivir, con 100 km de longitud y 4 km de ancho y que da una morfología del fondo marino irregular.

b) Existe otra superficie de erosión más marcada que se extiende prácticamente a lo largo del talud superior del margen del Algarve hasta el cañón de Portimao con una extensión de 104 km y una anchura de 6 km.

En los perfiles sísmicos este rasgo morfológico se caracteriza por presentar una superficie irregular de truncación erosiva de los reflectores infrayacentes (Fig. III.2.B).


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Por otro lado, en el talud superior se han identificado algunos rasgos morfosedimentarios de origen gravitacional representados por varios deslizamientos cartografiados frente del Estrecho de Gibraltar, en las proximidades a las costas de Cádiz y en el margen del Algarve (Fig. III.1).

En los perfiles sísmicos se caracterizan por presentar reflectores caóticos y/o ondulados a partir de una cicatriz de deslizamiento representada por planos cóncavos y formando en su conjunto cuerpos con morfología levemente monticular (Fig. III.2.C).

III.1.2. Rasgos morfosedimentarios del talud medio: sectores diferenciados

En el talud medio se han identificado cinco grandes sectores según el rasgo morfológico dominante en cada uno de ellos. Desde la zona meridional hasta la zona septentrional del Golfo de Cádiz estos sectores son los siguientes (Fig. III. 1): 1.- Sector proximal adyacente al Estrecho de Gibraltar; 2.- Sector lóbulo de desbordamiento; 3.- Sector de Canales y Dorsales; 4.- Sector deposicional de Faro-Albufeira; 5.- Sector de Cañones Submarinos.

III.1.2.A. Sector 1: Sector proximal adyacente al Estrecho de Gibraltar

Este primer sector diferenciado en el talud medio del Golfo de Cádiz se localiza en la parte SE del área estudiada, en las proximidades al Estrecho de Gibraltar y con una extensión de unos 90 km de longitud y 30 km de ancho y una profundidad que oscila entre los 500 y 800 m (Figs. III.1 y III.3.A y B). Fue primeramente definido por Kenyon y Belderson (1973) y con los nuevos datos se ha podido observar que en este sector predominan las morfologías de origen erosivo (surcos y superficies de abrasión) y origen deposicional (campos de ondas y dunas arenosas).

Dentro de los rasgos morfosedimentarios de origen erosivo justo a la salida del Estrecho de Gibraltar se presenta una extensa superficie de abrasión de unos 37 km de longitud y de unos 20 km de ancho (Figs. III.3.A y B). Se trata de una superficie subhorizontal en la que se observa en ocasiones una truncación de los reflectores infrayacentes (Fig. III.3.C). Hacia el norte y adyacente a esta superficie de abrasión, se observa un área de unos 48 km de longitud y 30 km de ancho donde predominan surcos erosivos alineados con una dirección SE-NO (Figs. III.3.A y B). En los perfiles sísmicos se observa cómo estos surcos representan superficies de erosión que truncan los reflectores infrayacentes (Fig. III.3.D).

De los rasgos morfosedimentarios de origen deposicional de este sector se pueden diferenciar cerca del Estrecho de Gibraltar numerosas formas de fondo (ripple marks, bandas de arenas y gravas), que además hacia el NO van siendo sustituidas por ondas de arena con ripples superpuestos, y localmente se pueden observar cintas de arena (sand ribbons) (Figs. III.1 y III.3.A y B) (Nelson y Maldonado, 1999). La extensión de toda este área deposicional es de unos 48 km de longitud y 30 km de ancho y en los perfiles sísmicos se caracterizan por presentar formas hiperbólicas, bastante regulares y con una alta respuesta acústica (Fig. III.3.E).

III.1.2.B. Sector 2: Lóbulo de desbordamiento

Este segundo sector diferenciado en el Golfo de Cádiz se encuentra adyacente, en su parte oeste, al Sector 1 anteriormente descrito, entre los 800 y 1600 m de profundidad. Se desarrolla a lo largo de una gran extensión de 65 km de longitud y unos 60 km de anchura máxima y con forma de abanico talud abajo (Figs. III.1, III.4.A y B). Este sector representa un mega-lóbulo sedimentario con formas de fondo (Nelson y Maldonado, 1999) y surcos erosivos, siendo muy complejo debido a la diversidad de tipos morfosedimentarios de origen deposicional, erosivo y gravitacional (Figs. III.4.A y B).


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Dentro de los rasgos morfosedimentariosde origen deposicional, los más importantes en este sector son: los campos de ondas de fango y arena, los lóbulos sedimentarios arenosos y fangosos, y los depósitos de desbordamiento adyacentes a los surcos erosivos (Figs. III.4.A y B).

En este sector se observa el predominio de los campos de ondas de arena y fango que se caracterizan en los perfiles sísmicos por presentar morfologías asimétricas y de topografía suave, además de presentar reflectividad de alta a baja respectivamente (Fig. III.4.C).

Los lóbulos arenosos y fangosos se localizan en la parte SE de este Sector 2 y abarcan una extensión de unos 20 km de ancho y de largo (Figs. III.4.A y B).

Los depósitos de desbordamiento se encuentran adyacentes al Sector 1 talud abajo, con forma de pequeños abanicos, y en las proximidades de los tramos finales del Surco Gil Eanes y del canal Cádiz (Figs. III.4.A y B). En los perfiles sísmicos estos depósitos representan pequeños diques a los lados de los surcos (Fig. III.4.D).

Dentro de los rasgos morfosedimentarios de origen erosivo lo más importante de este sector son los surcos erosivos que se localizan en la parte más meridional del talud del Golfo de Cádiz y que presentan una dirección NE-SO (Figs. III.4.A y B).

Existen dos surcos que se encuentran más desarrollados, de los cuales el más grande se encuentra situado a una profundidad comprendida entre los 1000-1200 m y presenta unos 55 km de largo y entre 0.8-1.7 km de ancho. Fue descrito primeramente por Kenyon y Belderson, (1973), y denominado como canal de Gil Eanes por Kenyon et al. (1999). Posteriormente fue considerado como Surco erosivo por García (2002) siguiendo la definición de surcos de Kennet (1982), presentando una orientación NE-SO (Figs. III.4.A y B).

En los perfiles sísmicos se puede observar que estos surcos se caracterizan por presentar una superficie de erosión de alta reflectividad y una sección transversal en forma de “V” asimétrica (Fig. III.4.D) o en “U”. El más pequeño es de unos 16 km de largo, unos 0.8 a 2.3 de ancho y con profundidades entorno los 900-1100 m. Se localiza paralelo y al norte del anteriormente descrito con una forma prácticamente rectilínea y una orientación general NE-SO (Figs. III.4.A y B).

Además, se han podido cartografiar pequeños deslizamientos asociados a los márgenes de los surcos erosivos y que constituyen uno de los principales rasgos morfosedimentarios de origen gravitacional en este sector. En los perfiles sísmicos se observan reflectores caóticos y/o ondulados a partir de un plano de deslizamiento con forma cóncava (Fig. III.4.D).

III.1.2.C. Sector 3: Canales y dorsales

Este tercer sector se localiza en la parte central del talud medio del Golfo de Cádiz, a una profundidad comprendida entre los 500 y los 1100 m, con un área de 60 km de largo y 35 km de ancho (Figs. III.1 y III.5).

Este sector fue estudiado por primera vez pero de forma parcial por Kenyon y Belderson (1973) y Nelson et al. (1993, 1999) entre otros. Posteriormente ha sido descrito con más detalle por García (2002). Se caracteriza por el predominio de los rasgos morfosedimentarios de origen erosivo (canales contorníticos y valles marginales), así como por tipos morfosedimentarios de origen deposicional representados por depósitos contorníticos deformados que a continuación se describirán con más detalle.

1) Rasgos morfosedimentarios de origen erosivo.

Se han determinado dos tipos de morfologías erosivas que son los canales contorníticos y los valles marginales:


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Canales contorníticos.

En el talud continental medio español se han identificado morfologías de canales contorníticos (Figs. III.1 y III.5) (Nelson et al., 1993, 1999; García, 2002) basándose en la definición de Alonso y Maldonado (1988) y Faugères et al. (1999). Estos canales tienen una forma sinuosa, donde las direcciones varían entre NO-SE y NE-SO (Figs. III.1 y III.5). Generalmente presentan una morfología asimétrica, presentando flancos septentrionales más profundos, longitudes que varían entre decenas y más de 100 km, y una anchura que puede estar entre los 1.5 y los 10 km con unas incisiones de 10-350 m (Figs. III.1 y III.5).

Figura III.5. A) Imagen 3D de la morfología del fondo marino realizada con datos tomados con el sistema de ecosonda Multihaz EM-12 para el Sector 3. B) Esquema morfosedimentario Sector 3. Localización de los perfiles

ejemplo. Leyenda Esquema Ver Figura III. 1.


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Los canales contorníticos desarrollan una red jerarquizada con un patrón de distribución complejo. Los principales canales contorníticos diferenciados en área de estudio son los siguientes:

— Canal de Cádiz. Este canal fue definido inicialmente por Díaz del Río et al. (1998) y posteriormente con más detalle por García et al. (2001) y García, (2002). Se localiza en la parte meridional de este sector, entre las dorsales diapíricas de Guadalquivir y de Cádiz y atraviesa los depósitos laminares deformados de este sector (Figs. III.1 y III.5). Se trata del canal más grande de todos los descritos en el sector, con una longitud total de 110 km, una profundidad media al inicio de 900-950 m y en el tramo final de 1000-1100 m, y presentando dos importantes incisiones de 100-200 m en el primer tramo del canal. Su forma en planta es en “S” comenzando en las proximidades de la dorsal de Cádiz, con una dirección NE-SO, a su paso presenta una dirección NO-SE que cambia de nuevo a NE-SO, para terminar en su tramo final con una dirección NO-SE. La anchura a su vez también va variando a lo largo del canal, oscilando entre los 3 y 8 km (Figs. III.1 y III.5). En los perfiles sísmicos se puede observar una sección del canal en forma de “U”, con una superficie de truncación erosiva de reflectividad muy alta (Fig. III.6.A).

— Canal de Guadalquivir. Este canal fue definido por primera vez por García, (2002). Presenta dos ramas: 1) una rama que representa el canal principal, con profundidades que oscilan entre los 600 y 1200 m y 2) una segunda rama que representa el canal secundario con profundidades entre los 800 y 1000 m (Figs. III.1 y III.5). El canal principal se localiza en la parte septentrional de este sector, concretamente se sitúa al S del Banco de Guadalquivir, comenzando en la dorsal de Guadalquivir para terminar en el cañón de Portimao, con una longitud total de 90 km y atravesando los depósitos laminares deformados de este sector. Presenta una forma sinuosa, con una dirección en su tramo inicial E-O, en el tramo medio NE-SO y en el tramo final SE-NO y con anchuras muy variables que oscilan entre los 5 y 12 km (Figs. III.5 y III.6). El canal secundario se encuentra encajado concretamente al sur del principal a 3-5 km de distancia. Tiene una longitud total de 26 km y una anchura media entre 1-4 km y dirección predominante E-O (Figs. III.5 y III.6). En los perfiles sísmicos este canal presenta una superficie de erosión de reflectividad alta con forma de “V” y truncación de los reflectores infrayacentes (Fig. III.6.A).

— Canal de Huelva. Fue definido por primera vez por García, (2002). Se sitúa en la parte oriental de este tercer sector y atraviesa, a lo largo de sus 58 km de recorrido, las dorsales diapíricas de Cádiz y Guadalquivir y el depósito contornítico laminar de Faro-Cádiz (Figs. III.1 y III.5). La dirección que presenta en su tramo inicial es E-O con una anchura media de 5-2.5 km y profundidad entorno a los 500 m. En el tramo medio presenta una anchura entre 2-4.5 km, profundidades entre 700-800 m y una dirección SE-NO. En su tramo final la anchura oscila entre los 2.5 y 5.5 km, la profundidad entorno los 700 m y la dirección ESE-ONO (Figs. III.5 y III.6). En los perfiles sísmicos se puede observar que este canal presenta una superficie de erosión con una alta reflectividad, truncación de los reflectores y sección en forma de “U” asimétrica, con el margen NE más tendido y el SO más abrupto (Fig. III.6.B).

— Canal de Diego Cao. Fue definido por varios autores como fosa (Gonthier et al., 1984; Faugères et al., 1985; Stow et al., 1986; Faugères et al., 1993; Nelson et al., 1993,1999; Alonso y Maldonado, 1998; Faugères et al., 1999) y más recientemente estudiado por Díaz del Río et al. (2000a); García et al. (2000), Llave et al. (2001) y García, (2002) como canal contornítico. Se localiza en la parte septentrional de este sector, atravesando los depósitos contorníticos laminares y dividiéndolos en dos zonas que son: los depósitos laminares de Faro-Cádiz al E, y los de Bartolomeu Dias al O (Figs. III.1 y III.5). Su longitud total es de unos 30 km, una profundidad media de 800 m, con una dirección SE-NO y una anchura que varía desde los 14 km al inicio hasta los 5-10 km en su tramo final (Figs. III.1 y III.5). En los perfiles sísmicos cabe destacar una superficie de erosión de alta reflectividad que tiene forma de “V” asimétrica, con una mayor incisión en la parte noreste y más tendida en el margen suroeste (Fig. III.6.C).


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— Canal Gusano. García, (2002) lo definió por primera vez y se encuentra localizado entre las dorsales diapíricas de Guadalquivir y Cádiz. A lo largo de sus 40 km de recorrido atraviesa los depósitos laminares de Faro-Cádiz para desembocar en el canal de Huelva (Figs. III.1 y III.5). Este canal tiene forma meandriforme con una dirección que varía desde SE-NO a NE-SO, anchuras que oscilan entre los 1-3 km y profundidades entorno los 500 y 700 m (Figs. III.1 y III.5). En los perfiles sísmicos se observa una superficie de truncación erosiva de alta reflectividad con forma de “U” (Fig. III.6.D).

Valles marginales.

Basándose en la nomenclatura de Davies y Laughton (1972) y Kennet (1982), García, (2002) describió varios valles marginales en este sector, localizados en los flancos septentrionales de las dorsales diapíricas diferenciadas en este sector (Figs. III.1 y III.5).

Los valles marginales presentan una morfología irregular con direcciones normalmente NE-SO, NNE-SSO ó E-O (Figs. III.1 y III.5). Las longitudes de estos valles pueden variar desde los 10 a los 25 km, con anchuras entre los 1-3 km y profundidades entre los 700 y 1100 m (Figs. III.1 y III.5). En los perfiles sísmicos se observa una superficie de truncación erosiva con alta respuesta acústica y forma de “U” (Fig. III.6.B).

2) Morfologías de origen deposicional.

En este Sector 3 las morfologías deposicionales están representadas por los depósitos contorníticos laminares deformados por pliegues de bajo ángulo (Fig. III.6.E).

Este tipo de depósito se encuentra desarrollado a lo largo de una extensión de 75 km de longitud y 25 km de ancho desde el actual canal contornítico de Huelva, a unos 650 m de profundidad, hasta la zona comprendida entre los canales contorníticos de Guadalquivir y Cádiz, a unos 900-1000 m de profundidad (Figs. III.1 y III.5).

3) Morfologías de origen gravitacional.

Se han podido cartografiar diversos deslizamientos tanto en el canal contornítico de Diego Cao como en las proximidades de las dorsales diapíricas, concretamente en la dorsal de Guadalquivir con unas dimensiones comprendidas entre los 6 km de ancho y 5 km de largo (Fig. III.1 y III.5).

Se caracterizan por la presencia de reflectores caóticos y/o ondulados a partir de superficies cóncavas de deslizamiento que generan pequeños cuerpos con morfologías cóncavas / convexas en superficie a partir de cicatrices de desgarre en la cabecera de dichos deslizamientos (Figs. III.6.B y III.6.F).

III.1.2.D. Sector 4: Sector deposicional de Faro-Albufeira

Este sector se localiza en la parte central y septentrional del talud medio del Golfo de Cádiz (Figs. III.1, III.7.A y B), donde se observa un importante predominio de los rasgos morfosedimentarios de origen deposicional.


Siguiendo la nomenclatura de Faugères, et al. (1999) han sido clasificados en tres tipos: Depósitos contorníticos monticular, elongado y separado; Depósitos contorníticos laminares y Depósitos contorníticos adosados.


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Depósitos contorníticos monticular, elongado y separado de Faro-Albufeira.

Se localiza en el margen sudportugués del Golfo de Cádiz, disponiéndose de forma paralela al talud superior, al S de Faro, con una orientación prácticamente E-O y separado del margen, concretamente del talud superior, por una fosa contornítica conocida como fosa de Álvarez Cabral (Vanney y Mougenot, 1981; Mougenot y Vanney, 1981; Faugères et al., 1984, 1985, 1993; Gonthier et al., 1984; Stow et al., 1986; Nelson et al., 1993,1999; Díaz del Río et al., 1998, 200b; Llave et al., 2001).

Este tipo de acumulación contornítica tiene una forma monticular, con una sección asimétrica y una forma externa elongada. Se extiende a lo largo de unos 80 km de longitud y unos 12-20 km de anchura, siendo la zona al sureste de las costas de Faro donde presenta una anchura máxima (Figs. III.7.B y C).

Desde la base de este depósito, al este del sector, el relieve relativo por encima de los depósitos adyacentes, así como respecto a la fosa de Álvarez Cabral, es de unos 75-100 m. Sin embargo hacia las costas de Faro se puede observar valores mayores en el relieve (entorno los 150-175 m) (Fig. III.7.C) que disminuyen hacia el oeste, pasando a presentar unos 75 m.

Depósitos contorníticos laminares.

Este tipo de depósitos constituye la prolongación hacia el talud medio del Golfo de Cádiz del drift monticular anteriormente descrito y fueron primeramente identificados como “planaltos” por Vanney y Mougenot (1981). Se presentan como una extensión amplia de depósitos contorníticos con una geometría plana y dispuestos en lámina, sin observarse ningún tipo de relieve relativo (Figs. III.7.A, B y C). Dentro de este tipo de depósito ha sido posible diferenciar varias zonas:

— Drift laminar de Faro-Cádiz. Se localiza a unos 600 m de profundidad al sur de la zona oriental del drift monticular Faro-Albufeira (Figs. III.7.A y B). Presenta una morfología plana y horizontal con unos 20 km de anchura y 30 km de longitud. Su extensión hacia el este está limitada por el talud superior, hacia el oeste se encuentra limitada por el canal contornítico de Diego Cao, hacia el sureste por la dorsal diapírica de Guadalquivir y al sur por los canales de Huelva y Guadalquivir (Fig. III.7.D).

— Drift laminar de Bartolomeu Dias. Se desarrolla a unos 750 m de profundidad y se localiza al sur de la zona central del depósito monticular de Faro-Albufeira (Figs. III.7.A y B). Sus dimensiones son de 30 km de ancho por 45 km de largo y se encuentra limitado por el cañón de Faro al oeste, por el canal contornítico del Guadalquivir al sur, al sureste por el Banco de Guadalquivir y al este por el canal contornítico de Diego Cao. Se caracteriza por presentar una morfología plana y horizontal (Fig. III.7.E).

— Drift laminar de Albufeira. Se localiza a unos 850 m de profundidad, al sur de la zona occidental del drift monticular de Faro-Albufeira (Figs. III.7.A y B). Presenta una anchura de 10 km y una longitud de 24 km y está limitado al oeste por el cañón de Portimao, al este por el paleocañón de Faro y al sur por el cañón de Faro (Fig. III.7.F).

Aunque presenta una morfología bastante plana, no es del todo horizontal ya que presenta una zona más elevada en la parte central del drift a una profundidad de 800 m y tanto hacia el cañón de Portimao como hacia el cañón de Faro se encuentra a unos 1000 m de profundidad (Fig. III.7.F). Hacia el cañón de Portimao, además, presenta un escarpe abrupto de gran pendiente (Fig. III.7.F).


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Depósito contornítico adosado de Ayamonte.

Este tipo de depósitos se localiza entre el talud superior y medio, en la zona oriental del sector, a una profundidad entre los 300 y 600 m. Se desarrolla concretamente al este del drift monticular de Faro-Albufeira anteriormente descrito, presentando una longitud de 35 km y 12 km de ancho (Figs. III.7.A y B).

Se caracteriza por presentar una morfología convexa-cóncava, con el relieve positivo en la parte central del depósitos y una superficie de erosión a techo de reflectividad muy alta (Fig. III.7.G).

2) Morfologías de origen erosivo.

Dentro del Sector 4 se han podido diferenciar dos tipos de morfologías de origen erosivo las cuales son las siguientes:

Fosa contornítica de Álvarez Cabral.

Constituye el rasgo erosivo de mayor entidad en este sector. Fue previamente definida por numerosos autores como Vanney y Mougenot, (1981); Gonthier et al. (1984); Faugères et al. (1985); Stow et al. (1986); Faugères et al. (1993); Nelson et al. (1993,1999); Díaz del Río et al. (2000 a y b); García et al. (2000) y Llave et al. (2001). Se encaja de forma paralela a la base del talud superior del margen sudportugués (Figs. III.7.A y B). Se extiende a lo largo de unos 80 km para conectar en su final con el cañón de Portimao hacia la parte occidental del margen (Figs. III.7.A y B). De este a oeste va incrementándose la profundidad máxima de la fosa y va haciéndose más estrecha, pasando de los 500 m de profundidad y 11 km de anchura al este hasta los 675 m de profundidad y 4 km de anchura al oeste (Figs. III.7.A y B).

En los perfiles sísmicos esta fosa se caracteriza por presentar una superficie erosiva de alta reflectividad y una sección en forma de “U” asimétrica, con la pared más abrupta en el margen norte y más tendida en el margen sur (Figs. III.7.C y E).

Superficie de erosión.

Los depósitos contorníticos tanto monticular como laminar de este sector se encuentran en buena parte afectados por una superficie de erosión muy reciente y visible sobre el fondo del mar. Esta superficie se ha localizado en las proximidades de la fosa de Álvarez Cabral, en las proximidades del Banco del Guadalquivir, en el tramo final del canal de Diego Cao, y en las proximidades de los afloramientos diapíricos y de volcanes de fango (Llave et al., 2001) (Fig. III.7.B).

En los perfiles sísmicos este rasgo morfológico se caracteriza por presentar una superficie erosiva muy reflectiva e irregular que aparece truncando los reflectores infrayacentes (Figs. III.7.C y E).


Las morfologías gravitacionales presentes en este Sector 4 son los deslizamientos. Algunos de los deslizamientos coinciden con los anteriormente descritos para el Sector 3 de Dorsales y Canales, ya que se encuentran en las proximidades de las dorsales diapíricas de Guadalquivir y Cádiz así como el canal contornítico de Diego Cao, afectando a los depósitos laminares de Faro-Cádiz (Fig. III.7.B).

Otros deslizamientos se desarrollan en el drift monticular de Faro-Albufeira, y en los perfiles sísmicos se puede observar que estos rasgos de origen gravitacional se caracterizan por presentar una configuración ondulada a partir de planos de deslizamiento (cicatrices de desgarre) con inclinación hacia la fosa contornítica de Álvarez Cabral (Fig. III.7.H).


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III.1.2.E. Sector 5: Sector de cañones submarinos

Este último sector diferenciado en el Golfo de Cádiz se localiza en la parte occidental-septentrional del talud medio (Figs. III.1 y III.8). El predominio de los rasgos morfosedimentarios de origen erosivo representados por cañones submarinos es el carácter más significativo de este sector.

1) Morfologías de origen erosivo.

Cañones submarinos.

Este sector está surcado por una red de cañones submarinos jerarquizados y caracterizados por una morfología abrupta que se encajan desde el borde de la plataforma hacia el talud (Vanney y Mougenot, 1981; Gardner y Kidd, 1983; Mougenot, 1988), como son (Figs. III.8.A y B): el cañón de Portimao (Vázquez et al., 2000; Barnolas et al., 2000), Faro, Lagos, Sagres y San Vicente. Los dos cañones más importantes por extensión son el Portimao y San Vicente. En general se puede observar en los perfiles sísmicos que estos cañones se caracterizan por una incisión con paredes escarpadas, de pendiente muy elevada y con una superficie del fondo muy reflectiva de truncación erosiva (Fig. III.8.C).

Fosa contornítica del Lagos.

Se ha caracterizado una pequeña fosa contornítica que se encaja paralelamente a la base del talud superior del margen sudportugués al sur de las costas del Cabo de San Vicente y que conecta en su tramo final con en el cañón de Sagres hacia occidente (Figs. III.8.A y B). Se extiende a lo largo de unos 8 km, con una anchura de 4 km, y una profundidad del eje de unos 800 m (Figs. III.8.B y D).

En los perfiles sísmicos esta fosa contornítica se caracteriza por una superficie de erosión de alta reflectividad y una morfología en “U” asimétrica, donde la pared del margen septentrional es más abrupta que la meridional (Fig. III.8.D).


Se han determinado 3 tipos morfológicos que a continuación se describen:

Depósito contornítico monticular, elongado y separado de Lagos.

Se encuentra a unos 950 m de profundidad, desarrollado paralelo al talud superior y separado de éste por la fosa contornítica de Lagos (Figs. III.8.A y B). Está limitado al este por el drift laminar de Lagos y al oeste por el cañón de Sagres. Se extiende a lo largo de 8 km de longitud y 6 km de anchura, con una geometría levemente monticular, de sección asimétrica y de unos 75 m de relieve relativo (Fig. III.8.D).

Depósitos contorníticos laminares.

En este sector se distinguen varias morfologías de depósitos contorníticos laminares con geometría plana, sin relieve relativo que fueron primeramente definidos como “planaltos” por Vanney y Mougenot (1981).

Se localizan hacia el oeste partiendo del cañón de Portimao y a su vez están limitados cada uno de ellos por los diferentes cañones submarinos presentes en este sector (Figs. III.8.A y B). Estos depósitos no están separados del talud superior por ninguna fosa contornítica y lateralmente se interdigitan con los depósitos progradantes del talud superior. Así se han podido diferencian los siguientes depósitos laminares que de este a oeste son:


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— Drift laminar de Portimao. Se localiza a unos 975 m de profundidad con una extensión de 16 km de longitud y una anchura de 14 km (Figs. III.8.A y B). Está limitado al este por el cañón de Portimao y al oeste por el cañón de Lagos. La morfología de este depósito no es totalmente horizontal sino que se observa una zona más elevada en la parte central del drift con un relieve muy tendido de unos 50 m de altura relativa. La zona adyacente al cañón de Portimao presenta una pendiente mayor y de carácter más abrupto que la que da al cañón de Lagos (Fig. III.8.E).

— Drift laminar de Lagos. Se encuentra a unos 975 m de profundidad y limitado al este por el cañón de Lagos y al oeste por el cañón de Sagres. Sus dimensiones son de 24 km de longitud y 12 km de anchura (Figs. III.8.A y B). La morfología de este drift es bastante plana y horizontal con un escarpe hacia el cañón de Lagos de unos 75 m de altura y de pendiente mayor hacia el cañón de Sagres (Fig. III.8.F).

—Drift laminar de Sagres. Tiene como límite oriental el cañón de Sagres y como límite occidental el cañón de San Vicente. Se extiende a lo largo de 26 km, con una anchura de 30 km y a una profundidad de 1000 m (Figs. III.8.A y B). La morfología de este drift es plana pero no horizontal, ya que hacia todos sus bordes la morfología de este drift pasa a ser casi monticular, así como observándose escarpes abruptos en las zonas distales (Fig. III.8.G).

Depósitos contorníticos monticular separado talud superior.

Este tipo de drift se desarrolla al sur del Cabo de San Vicente, entre el borde de la plataforma y el talud superior al norte del drift laminar de Sagres, a una profundidad comprendida entre los 300 y los 500 m (Figs. III.8.A y B).

Se extiende a lo largo de escasamente 3 km caracterizándose por presentar una forma monticular, sección asimétrica, con un relieve relativo de unos 50 m respecto a la profundidad a la que se encuentran los depósitos del talud superior, y disminuyendo ese relieve relativo respecto a los depósitos talud abajo (Fig. III.8.H). Este cuerpo sedimentario está erosionado en los bordes norte y sur del montículo (Fig. III.8:H).


En este último sector las morfologías gravitacionales de interés cartografiadas son los deslizamientos. Se han podido observar diversos deslizamientos en los drift laminares de este sector, concretamente en aquellas zonas próximas a los cañones submarinos anteriormente descritos (Fig. III.8.B). En los registros sísmicos se observa una configuración ondulada a partir de cicatrices de desgarre con planos cóncavos, y presentándose la superficie del fondo de los drift laminares como pequeños montículos de unos 10-20 m de altura relativa (Figs. III.8.C, D y G).

III.1.3. Rasgos morfosedimentarios del talud inferior

En la zona del talud inferior estudiada se pueden observar rasgos morfosedimentarios de origen deposicional, así como de origen erosivo y de origen gravitacional (Figs. III.1, III.9.A y B).

Esta zona se caracteriza fundamentalmente por presentar morfologías que en planta presentan una forma casi circular (Fig. III.9.A).

En los perfiles sísmicos se caracterizan por desarrollarse formando altos y depresiones en el fondo marino (Fig. III.9.C).

Otra morfología de interés se ha cartografiado hacia el SE donde se destaca la presencia de un depósito en forma de abanico, con una extensión de 60 km de longitud y 20 km de anchura que constituye un abanico turbidítico surcado por diversos canales turbidíticos (Fig. III.9.B).


133

III.2. CARACTERISTICAS MORFOESTRUCTURALES REGIONALES

Se ha realizado un esquema morfoestructural del sistema deposicional Contornítico basado tanto en datos bibliográficos como en las interpretaciones realizadas.

La pretensión de este apartado es poner de manifiesto cuáles son las estructuras geológicas principales en el talud medio para analizar en capítulos posteriores cómo afectan y han afectado al sistema deposicional contornítico.

Sobre esta base no se pretende una caracterización detallada, sino regional y por tanto se han cartografiado varias morfologías de origen tectónico en los diferentes dominios fisiográficos diferenciados en el Golfo de Cádiz así como en los sectores descritos anteriormente (Fig. III.10):

III.2.1. Talud superior

1) Sistema de Fallas

Se han observado diversas fallas normales en el talud superior portugués con unas orientaciones N-S coincidiendo con el cañón de Portimao (falla de Portimao) y NNE-SSO (falla de Aljezur) y NE-SO (falla de San Vicente) por la zona del Cabo de San Vicente.


134


135

También se han descrito fallas de dirección con unas orientaciones ENE-OSO en las proximidades de Faro (falla de Faro) y NO-SE al oeste de Faro (falla de San Marcos Quarteira) (Fig. III.10) (Mougenot, 1988; Servicio Geológico Portugal, 1989).

2) Pockmarks

Este tipo de morfologías debidas a migración de fluidos (Baraza y Ercilla, 1996), se localizan en la parte meridional del talud superior, frente a las costas de Cádiz, y se les ha atribuido un origen tectónico según Rodero et al. (2000).


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Estas estructuras quedan encuadradas en una zona dominada por pliegues en anticlinal y sinclinal así como por deslizamientos salinos y fallas de dirección de orientación ENE-OSO y NE-SO (Fig. III.11.A) (Somoza y Maestro, 1997; Maldonado et al., 1999).

En los perfiles sísmicos se caracterizan por presentar pequeñas depresiones en forma de “V” (Fig. III.11.B).

III.2.2. Talud medio: Sector 1

En este sector se han identificado pliegues en anticlinal al sur del canal de Cádiz (Fig. III.12.A) (Maldonado et al., 1999) que tienen un leve reflejo en superficie (Fig. III.12.B). En las proximidades de la superficie de erosión descrita al SE de este sector se ha identificado un relieve relativo positivo como consecuencia de la actividad de estructuras diapírica en esta zona que provoca una inclinación suave de la superficie del fondo hacia el NO (Figs. III.12.A y B).

En la parte superior del alto diapírico se observa la presencia de una falla normal (Fig. III.12.B). A su vez cabe destacar que la zona septentrional presenta una inclinación hacia el S de la superficie del fondo (Figs. III.12.A y B).


Este sector presenta en general los mismos rasgos estructurales que los definidos para el Sector 1 (Fig. III.12.A). En la zona septentrional de este sector se observa una superficie del fondo basculada hacia el S (Fig. III.12.C).

Sin embargo este sector está afectado fundamentalmente por procesos extrusivos ligados a volcanes de fango (Fig. III.12.A) (Somoza et al., 2003), con una forma cónica, en perfil, y redondeada, en planta, de 1 a 3 km de diámetro, y de unos 70-190 m e altura (Fig. III.12.C).

Existen fallas normales gravitacionales con deslizamientos asociados en la superficie del fondo marino, concretamente en aquellas zonas próximas a los surcos erosivos de este sector (Fig. III.12.A), o incluso asociadas a las extrusiones de los volcanes de fango anteriormente descritos (Fig. III.12.A) (Somoza et al., 2003).


Este sector es uno de los más afectados por diferentes tipos de rasgos estructurales, deformando, por su ubicación, a los depósitos laminares de Faro-Cádiz y los depósitos laminares fósiles deformados dejando un marcado reflejo en el fondo marino con una importante expresión batimétrica que consiste en un relieve abrupto constituido por zonas elevadas y deprimidas del fondo marino (Figs. III.13.A y B). Se han diferenciado los siguientes rasgos tectónicos:

1) Dorsales diapíricas aflorantes.

Constituyen elevaciones del fondo marino del talud medio del Golfo de Cádiz con una dirección ENE-OSO a NE-SO y definidas por Baldy et al. (1977); Flinch et al. (1996); Fernández-Puga et al. (1997, 2000, 2002); Maldonado et al. (1999); Somoza et al. (1999); Nelson et al. (1999); Baraza et al. (1999).

Las dorsales diapíricas aflorantes más importantes del Golfo de Cádiz son, de norte a sur, la de Guadalquivir (Figs. III.10, III.13.A, B y C) y la de Cádiz (Figs. III.10, III.13.A, B y D). Se trata de unas estructuras longitudinales de gran relieve e irregularidad, con una extensión 60 km de longitud y entre 4-6 km de anchura para la dorsal de Guadalquivir, y de 25 km de longitud y 5 km de anchura para la de Cádiz, y con una altura relativa de 300 m y de 250 m respectivamente (Figs. III.10 y III.13.A, B, C y D ).


137


138

2) Volcanes de fango

Se han podido cartografiar volcanes de fango repartidos por todo este sector (entre los 600 y 1100 m de profundidad) y con unos tamaños que oscilan entre 1 y 2 km de diámetro y una altura de unos 65-90 m (Figs. III.10, III.13.A, B y E) (Somoza et al., 2003).

En los registros sísmicos se caracterizan por presentar una morfología cónica en perfil y ovalada en planta, y en ocasiones existen pequeñas depresiones asociadas a ellos (Fig. III.13.F).

3) Diapiros subaflorantes

Existen cuerpos diapíricos alineados con direcciones que varían de NE-SO a SE-NO y que aunque no afloran si producen una deformación tal en los depósitos suprayacentes que se refleja en la morfología del fondo (Figs. III.13.B).

Del esquema morfoestructural se puede señalar que las dorsales diapíricas aflorantes anteriormente descritas tienen asociada una parte subaflorante que contribuye a la formación de zonas elevadas y deprimidas en el relleno sedimentario (Fig. III.13.B).

Generalmente la deformación se produce en forma de sinclinales de gran radio en los flancos del diapiro y de anticlinales agudos a lo largo de la cresta (Figs. III.13.B).

Se pueden observar otros diapiros subaflorantes locales que no llegan a formar una dorsal pero que están afectando la sedimentación contornítica del talud medio en zonas puntuales (Fig. III.13.B). Estos otros diapiros subaflorantes de importancia en este sector se localizan en los siguientes puntos: a) En las proximidades del inicio del canal contornítico de Diego Cao; b) En el canal de Huelva y c) En el drift laminar deformado, en concreto entre las ramas del canal de Guadalquivir, también al sur del canal de Guadalquivir, y otros en la parte central y hacia occidente de los depósitos laminares fósiles deformados (Fig. III.13.B).

En los perfiles sísmicos se observa zonas con un relieve positivo y negativo, formando pequeñas ondulaciones en el fondo marino (Fig. III.13.G).

4) Pliegues

La zona de pliegues con mayor expresión en el fondo marino se localiza en la zona del drift laminar fósil deformado, ubicada entre el canal de Guadalquivir y la dorsal de Guadalquivir (Fig. III.13.B).

En esta zona se puede observar ondas en el fondo de alto ángulo y más frecuentes en la parte oriental y de bajo ángulo así como menos frecuentes en la parte occidental.

La superficie del fondo marino adquiere configuraciones en sinclinal o anticlinal de mayores ángulos en la parte oriental y más suaves en la parte occidental de esta zona (Figs- III.13.B y G).

5) Sistema de fallas

Existen pequeñas fallas normales distribuidas de forma irregular que afectan a todo el sistema deposicional contornítico de este sector pero cabe destacar las presencia de una falla normal, en la zona central del sistema deposicional laminar deformado de este sector con una dirección E-O a ESE-ONO (Fig. III.13.B ), y que produce un salto vertical de unos 25 m (Fig. III.13.H).


139


140


En este sector se han podido diferenciar las siguientes estructuras tectónicas que tienen reflejo en el fondo marino:

1) Diapiros aflorantes

El drift laminar de Faro-Cádiz no sólo está afectado por las extrusiones producidas por las dorsales diapíricas descritas anteriormente (dorsales de Guadalquivir y Cádiz) sino también por la existencia de estructuras diapíricas aisladas en la zona central de este drift que salen a superficie con morfologías irregulares de 3 km de diámetro y 25-75 m de altura (Figs. III.14.A y B).

2) Diapiros subaflorantes

En este sector, concretamente en el drift laminar de Faro-Cádiz, cabe destacar la existencia de diapiros no aflorantes que producen deformación de los depósitos laminares de esta zona con expresión en el fondo, generando zonas en el subsuelo deprimidas y zonas elevadas de morfología suave y con direcciones de los ejes generalmente NE-SO (Figs. III.14.A y B).

3) Banco del Guadalquivir

Se trata de un alto estructural de dirección ENE-OSO, que tiene expresión batimétrica en el talud medio y que marca el límite meridional del sector 4 (Figs. III.14.A y C) (Baldy, 1977; Baldy et al., 1977; Díaz del Río et al., 1998 c, 2000;Nelson y Maldonado, 1999; Maldonado et al., 1999). Se localiza al SO del drift laminar de Bartolomeu Dias y al norte del canal de Guadalquivir, a una profundidad entre los 300-500 m y con una extensión de 18 km de largo y 12 km de ancho (Fig. III.14.A).

En los perfiles sísmicos aparece como un umbral con un relieve irregular sobre el fondo, con una altura relativa media de 750 m en la cara sur, de 450 m en la cara norte, de 300 m hacia el este y 700 m hacia el oeste (Fig. III.14.C). Se puede observar que toda la parte sur del drift laminar de Bartolomeu Dias constituye una zona de relieve positivo, y la parte central del drift constituye una zona deprimida (Fig. III.14.A y D).

4) Volcanes de fango

En la zona meridional de este sector, en los depósitos del drift laminar de Faro-Cádiz, se han descrito varios volcanes de fango que afloran y atraviesan dichos depósitos contorníticos a unos 450-770 m de profundidad (Somoza et al., 2003).

Estas estructuras presentan una morfología cónica de 1 a 2 km de diámetro y entorno los 80-100 m de altura media, y normalmente llevan asociada a ellos una depresión en el margen norte del volcán de unos 60 m de profundidad (Fig. III.14.A, E y F) (Somoza et al., 2003).


Se pueden observar diversas fallas normales de pequeño salto vertical que producen pequeños escarpes en los depósitos laminares de Faro-Cádiz en las zonas próximas a las dorsales diapíricas de Guadalquivir y Cádiz, así como a los diapiros aflorantes (Fig. III.14.A).


141


142

Otros autores han diferenciado dos importantes fallas de salto en dirección al este de Faro con una dirección ENE-OSO en la base del talud superior (falla de Faro) y al oeste con una dirección NO-SE (falla de San Marcos Quarteira) (Mougenot, 1988) (Fig. III.14.A).

6) Pliegues

Se observan zonas con inclinaciones hacia el norte y sur que representan pliegues en sinclinal y anticlinal con flancos suavemente inclinados en el drift laminar de Faro-Cádiz (Fig. III.14.A). No obstante cabe destacar un pliegue sinclinal de mayor ángulo en la zona central del drift laminar de Bartolomeu Dias (Fig. III.14.A).


Se han diferenciado tres tipos de estructuras tectónicas de importante reflejo en el fondo marino de este último sector:

1) Estructuras diapíricas

Se observan ascensos diapíricos no aflorantes pero con un claro reflejo batimétrico en la zona oriental de los depósitos del drift laminar de Sagres (Fig. III.15.A). Se produce un relieve en el fondo marino de unos 50 m de altura relativa a lo largo de unos 9 km de longitud, y presentando un escarpe abrupto hacia el SE y más suave hacia el NO (Fig. III.15.B).

2) Afloramiento del basamento acústico

Al NO del cañón de Sagres, se ha identificado un afloramiento del basamento acústico a unos 900-1000 m de profundidad (Fig. III.15.A) que se caracteriza por presentar una expresión batimétrica importante y en los perfiles sísmicos aparece con dimensiones que oscilan entre los 12 km de diámetro y 250 m de altura relativa (Fig. III.15.B).


Este sector se caracteriza por presentar fallas de dirección N-S, en el cañón de Portimao, y NE-SO en el cañón de San Vicente (Mougenot, 1988) así como con fallas en el Cañón de Lagos de dirección NE-SO (Fig. III.15.A).


143

Además en las proximidades a los cañones submarinos de este sector, la existencia de numerosas fallas normales gravitacionales está generando deformación en la superficie del fondo marino de los drift laminares de Portimao, Lagos y Sagres (Fig. III.15.B).

III.2.7. Talud inferior

Al norte del talud inferior, y a una profundidad superior a los 1500 m, se observa la presencia de una estructura diapírica circular denominada “Lolita”, con una expresión batimétrica importante (Fig. III.16.A) e interpretada como un diapiro de fango según Somoza et al. 2003.

En los perfiles sísmicos dicha estructura diapírica presenta un relieve con forma cónica, con su parte más alta a unos 1250 m de profundidad y con un desnivel en la parte este de unos 250 m, y de unos 500 m hacia el oeste (Fig. III.16.B). Presenta unas dimensiones de 6 km de largo y 6 km de ancho (Figs. III.16.A y B).

IV. Análisis estratigráfico de los depósitos contorníticos del talud medio

145

IV. ANÁLISIS ESTRATIGRÁFICO DE LOS DEPÓSITOS CONTORNÍTICOS DEL TALUD MEDIO

IV.1. ANÁLISIS ESTRATIGRÁFICO DE LOS DEPÓSITOS DEL CUATERNARIO

En los depósitos contorníticos del talud medio se han determinado diferentes unidades sísmicas en función de la escala de trabajo utilizada. Se han determinado dos grandes unidades sísmicas de bajo orden, que se han denominado, desde la más antigua a la más reciente, QI y QII. Estas dos grandes unidades están compuestas por cuatro unidades sísmicas de medio orden: Q1, Q2, Q3 y Q4, que a su vez están compuestas por ocho unidades sísmicas alto orden (de la A a la H) y que han podido ser correlacionadas lateralmente a escala regional (Tabla IV.I). Todas estas unidades han podido ser diferenciadas dentro de los depósitos contorníticos siguiendo un orden cronológico ascendente, comenzando por la unidad sísmica más antigua para terminar con la más reciente.

Para facilitar la descripción, a lo largo de la explicación se hará mención de las diferentes características de cada unidad sísmica a distintas escalas y se resaltarán las diferencias en los diversos sectores morfológicos diferenciados en el Capítulo III.

IV.1.1. Unidades sísmicas de bajo orden: QI y QII

Se han diferenciado dos grandes unidades sísmicas de bajo orden dentro de los depósitos del drift monticular de Faro-Albufeira siguiendo los criterios expuestos en el apartado de Metodología (Capítulo I). En el presente apartado se describen estas unidades mayores en función de cómo están limitadas, rasgos morfológicos, facies sísmicas y distribución espacial.

Límites

Este conjunto de unidades sísmicas está limitado en su base por una discontinuidad que ha sido denominada discontinuidad QD (Tabla IV.I). Se trata de una superficie de reflectividad media que constituye una superficie de erosión discordante en el drift monticular (Fig. IV.1.A) y que lateralmente pasa a ser concordante en los depósitos del drift laminar (Fig. IV.1.B).

Por debajo de esta discontinuidad se han identificado varias discontinuidades más antiguas pero no ha sido posible su seguimiento lateral debido a que se van profundizando lateralmente y tanto la resolución como la penetración de los perfiles de Sparker no es la suficiente para hacer un exhaustivo seguimiento, ni tampoco es el objetivo del presente trabajo de investigación. No obstante, en los perfiles sísmicos que se encuentran próximos a la fosa de Álvarez Cabral ha sido posible cartografiar una discontinuidad muy marcada y de gran continuidad regional denominada UPR (Fig. IV.1.A). Esta discontinuidad viene marcada por un reflector de alta amplitud y de carácter erosivo. Los reflectores infrayacentes se disponen con una configuración discordante respecto a este límite en esta zona (Fig. IV.1.A).

El límite entre las dos unidades sísmicas QI y QII lo constituye una superficie erosiva de alta reflectividad y denominada discontinuidad MPR (Fig. IV.1. y Tabla IV.I).


146

NOMENCLATURA UNIDADES SÍSMICAS

Sísmica de alta resolución Sparker

Sísmica de muy alta resolución: TOPAS y 3.5

kHz

Baja orden Medio orden Alto orden Muy alto orden

d22 d2

d21

H2 d d1

c c b4 b3 b2

b

b1 a3 a2

H

H1

a a1

MIS 6

G3 G2

Q4

G

G1

MIS 12 F3 F2 F F1

MIS 16

E3 E2

QII

Q3

E E1

MPR

D MIS 32 Q2

C MIS 40

B

MIS 48

QI

Q1

A

Q

QD

El límite a techo de estas unidades lo constituye la actual superficie del fondo marino, la cual también se caracteriza por ser una superficie de erosión y de alta amplitud muy alta (Fig. IV.1).

A) Isobatas de la discontinuidad QD. Del análisis de las isobatas del límite inferior de la unidad QI (discontinuidad QD), se puede analizar la morfología del fondo marino previa a la sedimentación de la unidad QI (Fig. IV.2.A). De dicho análisis se resaltan los siguientes rasgos morfológicos:

i) Una zona de mayor profundidad al norte del Sector 4 con una dirección NE-SO en las proximidades a la fosa de Álvarez Cabral (a).

Tabla IV.I.- Tabla que resume la nomenclatura utilizada para las unidades sísmicas diferenciadas en el registro sedimentario estudiado en este trabajo de investigación.


147

ii) Unas zonas puntuales de menor profundidad localizadas en el centro del Sector 4 (al este del actual Canal contornítico de Diego Cao) y en el Sector 3, concretamente en el área de Faro-Cádiz (b1, b2 y b3) así como una zona en dicho Sector 3 de mayor profundidad y dirección NE-SO (b4).

iii) Dos zonas de mayor profundidad con direcciones NNE-SSO y ENE-OSO en el centro del Sector 4, en concreto en el área de Bartolomeu Dias (c1), así como una zona de menor profundidad al sur de dicho área (c2).

iv) En el Sector 5 se observa otra zona deprimida con dirección NE-SO, en concreto en el área de Sagres.

B) Isobatas de la discontinuidad MPR. Como se observa en el mapa de isobatas del límite inferior de la unidad QII (discontinuidad MPR), la superficie del fondo previa al depósito de esta unidad presentaba los siguientes rasgos morfológicos (Fig. IV.2.B):

Una zona importante de dirección NE-SO con mayores valores de profundidad localizada al norte del Sector 4 (a).

Zonas puntuales de menor profundidad en la parte central del Sector 4, en concreto al este del actual Canal de Diego Cao (b1), en el Sector 3 (b2 y b3) y en general hacia el talud superior de esta área. También se aprecia una zona con dirección NE-SO al sur de dicho Sector 3 donde la profundidad se hace mayor (b4).

Dos zonas en la parte central del Sector 4 en concreto en el área de Bartolomeu Dias con direcciones NNE-SSO y ENE-OSO (c1) y una zona elevada al sur de dicho área (c2).

Si se comparan los mapas de isobatas de las discontinuidades QD y MPR, las diferencias que se pueden apreciar quedan resumidas en los siguientes puntos (Fig. IV.2):

La zona más profunda (a) observada en el norte del Sector 4 está más marcada en la discontinuidad MPR que en la QD.

Las zonas elevadas que se encuentran en el área de Faro-Cádiz del Sector 4 (b1, b2) y b3) no son tan altas en la discontinuidad MPR como en la discontinuidad QD.

Las zonas profundas localizadas en el área de Bartolomeu Dias del Sector 4 (c1) presentan una menor extensión lateral en la discontinuidad MPR que en la QD pero tienen valores mayores de profundidad.

La zona deprimida que se veía en el área de Sagres en el Sector 5, en la discontinuidad QD no se aprecia en las isobatas de la discontinuidad MPR.

Facies sísmicas

Los diferentes tipos de facies que se han observado en estas dos unidades sísmicas que constituyen los depósitos contorníticos se han agrupado en dos grandes tipos: Facies progradantes y Facies agradantes.

⎯ Facies progradantes. Este tipo de facies se puede observar en buena parte de los depósitos contorníticos que fueron presentados en el Capítulo III, tales como el drift monticular elongado y separado, el adosado, el mixto y el monticular del talud superior. Estas facies se caracterizan por presentar una configuración estratificada y progradante. Los reflectores en este tipo de facies normalmente se caracterizan por presentar una continuidad y amplitud baja en la base de cada unidad y de moderada a elevada a techo (Fig. IV.1.A).


148

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149

La unidad sísmica QI presenta una configuración progradante sigmoidal, caracterizada por presentar reflectores que buzan con mayor o menor pendiente hacia tierra y con terminaciones en toplap/ truncación erosiva respecto al límite superior y en downlap respecto al límite inferior (Fig. IV.1.A).

Por otro lado la unidad símica QII generalmente se caracteriza por presentar una configuración progradante sigmoidal con reflectores convexos en la parte superior y cóncavos en la inferior, y presentando terminación de los mismos en concordancia a truncación erosiva y en downlap a concordancia (Fig. IV.1.A).

Hacia la zona más occidental del drift monticular de Faro-Albufeira la configuración de los reflectores pasa a ser progradante sigmoidal-oblícua, presentando reflectores convexos en la parte superior y cóncavos en la inferior con una terminación de los mismos de concordante/ truncación erosiva respecto al límite superior y de downlap a concordante respecto al límite inferior.

Generalmente la base de las unidades sísmicas se caracteriza por tener facies más transparentes, caracterizadas por reflectores de baja amplitud y baja o escasa continuidad lateral, mientras que hacia techo las facies predominantes se caracterizan por tener reflectores con una mayor amplitud y mayor continuidad lateral.

⎯ Facies agradantes. Este tipo de facies es característico de los depósitos contorníticos laminares (Fig. IV.1.B). Se caracteriza por presentar una disposición paralela o subparalela de los reflectores y unas terminaciones de los mismos generalmente concordantes respecto a los límites de las unidades sísmicas o en onlap con respecto al límite inferior.

Normalmente a la base de las unidades sísmicas se puede observar facies más transparentes, carac-terizadas por reflectores de baja amplitud y baja o escasa continuidad lateral, mientras que hacia techo las facies predominantes son las caracterizadas por reflectores con una mayor amplitud y mayor continuidad lateral.

Comparando las unidades sísmicas entre sí se puede observar que a su vez existe un aumento de la reflectividad en la unidad sísmica QII respecto a la QI (Fig. IV.1.B).

Distribución espacial

A) La Unidad Sísmica QI se distribuye por todo el talud medio mostrando un espesor medio de 175 ms en el Sector 4 y de unos 125 ms en el Sector 5. Los principales depocentros presentan una orientación NE-SO y se localizan en (Fig. IV.3.A):

i) En el drift monticular de Faro-Albufeira (Sector 4), existe un depocentro con un valor máximo de espesor de 200 ms en la zona de Faro-Cádiz (a1) y de unos 175 ms en la zona de Albufeira (a2).

ii) Existen cuatro depocentros localizados en la parte sur del drift laminar de Faro-Cádiz (Sector 3) con valores máximos de 250 ms. De estos cabe destacar la existencia de tres depocentros (b1, b2 y b3) que presentan una orientación de NE-SO a NNE-SSO y un cuarto depocentro (b4) al oeste del Canal de Huelva que presenta una orientación que cambia de SE-NO a NE-SO.

iii) En la parte central del drift laminar de Bartolomeu Dias (Sector 4) se observa otro depocentro con un espesor máximo de 225 ms.

Se puede observar que esta unidad sísmica disminuye de espesor en aquellas zonas como la parte central y más meridional del drift laminar de Faro-Cádiz, en la zona sur del drift laminar de Bartolomeu Días, concretamente, en las zonas de canales (Diego Cao, Guadalquivir, Gusano) y diapiros, así como en la zona de la Fosa de Álvarez Cabral y Cañones de Portimao, Lagos, Sagres y San Vicente (Fig. IV.3.A).


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151

B) La Unidad sísmica QII está regularmente distribuida por el talud medio de la zona estudiada, con un espesor medio de 250 ms en el Sector 4 y con un espesor medio de 125 ms en el Sector 5 (Fig. IV.3.B). En este último sector se aprecia una disminución clara del espesor hacia la zona más occidental. Se ha podido diferenciar varias zonas de depocentros con una orientación dominante NE-SO, que se localizan en (Fig. IV.3-B):

Figura IV.3. Mapa de Isopacas cada 25 ms: A) Unidad Sísmica QI y B) Unidad Sísmica QII. En líneas discontinuas blancas se indican los depocentros más importantes asignándoles una letra minúscula. En líneas discontinuas celestes se indican las zonas de menor o no depósito para cada una de las unidades.

Descripción en el texto.


152

i) El drift monticular de Faro-Cádiz (Sector 4), presenta un depocentro importante con un máximo de espesor de unos 350 ms en la zona de Faro-Cádiz (a1) y otro de 150 ms de espesor en la zona de Albufeira (a2).

ii) En la zona sur del drift laminar de Faro-Cádiz (Sector 3) cabe destacar la existencia de tres depocentros con un espesor máximo de 225 ms. Dos de ellos (b1 y b2) tienen dirección NE-SO y se localizan al este del Canal de Huelva, y un tercero (b3) al oeste de dicho canal con una dirección SE-NO a NE-SO.

iii Dos depocentros se localizan en la parte central del drift laminar de Bartolomeu Dias (Sector 4), presentando un espesor máximo de 250 ms y una orientación que varía de SE-NO a NE-SO.

Las zonas en las que se observa menor o escaso espesor de la unidad QII se localizan en los Canales Diego Cao, Huelva, Guadalquivir (Sector 4) y en los Cañones de Faro, Portimao, Lagos, Sagres y San Vicente (Sector 5), así como en la zona de canales y dorsales (Sector 3) (Fig. IV.3.B).

Haciendo un estudio comparativo entre los espesores que presentan las dos unidades QI y QII podemos destacar los siguientes puntos (Fig. IV.3).

— Se observa unos mayores valores de espesor en general en toda la distribución de la unidad QII respecto a la QI tanto en el drift laminar como en el drift monticular de Faro-Cádiz;

— Los depocentros de la unidad QII en el drift monticular de Faro-Albufeira sufren un desplazamiento hacia el norte respecto a la localización en QI.

— Existe un aumento del espesor de la unidad QII en la zona del drift laminar de Faro-Cádiz hacia el talud superior.

— Los depocentros están mejor desarrollados en el drift laminar de Bartolomeu Dias en la unidad QII, con un cambio a su vez de orientación, en el cual se observa cierta inflexión hacia el este.

— Los depocentros de la zona de canales y dorsales están mejor definidos en la unidad QI que en la unidad QII.

IV.1.2. Unidades sísmicas de medio orden

Internamente, las unidades mayores QI y QII están compuestas de 4 unidades sísmicas menores de medio orden (Tabla IV.I).

En el presente apartado se describen estas unidades siguiendo los criterios previamente expuestos en el apartado de metodología del Capítulo I.

IV.1.2.A. Unidades sísmicas de medio orden: Q1, Q2, Q3 y Q4

Límites

Las unidades sísmicas Q1, Q2, Q3 y Q4, están limitadas de base a techo por las siguientes discontinuidades: QD, MIS 40, MPR, MIS 12 y la actual superficie del fondo marino (Tabla IV.I). Todas ellas constituyen superficies de erosión discordantes que se pueden reconocer con facilidad dentro de los depósitos del drift monticular (Fig. IV.4.A). Lateralmente estas superficies pasan a ser concordantes, presentando generalmente una amplitud muy alta a alta (Fig. IV.4.B).

- Isobatas Discontinuidades QD, MIS 40, MPR y MIS 12. Los resultados generales obtenidos de los mapas de isobatas de estas discontinuidades son similares a los ya anteriormente descritos para las discontinuidades mayores QD y MPR. Se determinan las siguientes zonas (Fig. IV.5):


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154

i) Una zona de mayor profundidad (a) en el área de Faro-Albufeira (zona norte del Sector 4) con dirección NE-SO.

ii) Dos zonas más altas en la parte central del Sector 4 (b1) y al sur del área de Faro-Cádiz, Sector 3 (b2 y b3) y una zona de mayor profundidad y dirección NE-SO en este Sector 3 (b4).

iii) Dos zonas de mayor profundidad con dirección NNE-SSO y ENE-OSO en el área de Bartolomeu Dias (Sector 4) (c1) así como una zona de menor profundidad al sur de dicho área (c2).

iv) Una zona de mayor profundidad y dirección NE-SO en el área de Sagres (Sector 5).

Del análisis comparativo de los mapas de isobatas de estas discontinuidades caben destacar las siguientes diferencias (Fig. IV.5):

—En la zona norte del Sector 4 (a), desde las discontinuidades QD y MIS 40 se aprecian unos valores de mayor profundidad al SO de Faro-Albufeira con una dirección NNE-SSO, mientras que en los mapas de las discontinuidades MPR y MIS 12 se aprecian valores de mayor profundidad con una dirección NE-SO al NE de Faro-Albufeira que cambian a NNE-SSO al SO de dicho depósito.

—En las discontinuidades QD, MIS 40 como MPR se aprecian valores bajos de profundidad en la zona central del área de Faro-Cádiz (b1 y b2) y hacia el sur (b3) así como una zona de altos valores de profundidad (b4) que no se aprecia tan marcada en la discontinuidad MIS 12.

—Existe una zona de valores de profundidad mayores (c1) en la parte central de Bartolomeu Dias con dirección NE-SO que cambia a NE-SO en las discontinuidades QD, MIS 40 y MPR. Esta característica, sin embargo, no se aprecia en la discontinuidad MIS 12, en la que se observa un aumento uniforme de la profundidad hacia la cuenca sin ninguna dirección dominante.

—Se observan valores de profundidad más altos y con dirección NE-SO en las discontinuidades QD y MIS 40 en el área de Sagres que no se aprecian en las discontinuidades MPR y MIS 12.

Facies sísmicas

Las unidades Q1, Q2, Q3 y Q4 presentan dos tipos de facies sísmicas:

• Facies progradantes. Las unidades sísmicas Q1, Q2, Q3 y Q4 presentan facies con una configuración estratificada progradante dentro de los drifts monticular, adosado y tabular. Especialmente en el drift monticular se observa de forma general que la configuración es progradante sigmoidal, con terminación de los reflectores downlap y en concordancia que evoluciona en ocasiones a truncación erosiva a techo de la unidad Q4 (Fig. IV.4.A).

• Facies agradantes. Son facies características de los drifts laminares. Se caracterizan por presentar facies con una configuración estratificada y agradante, donde los reflectores se disponen de forma paralela o subparalela y presentan terminaciones de los mismos generalmente concordantes.

Aunque lateralmente puedan existir cambios de reflectividad, la característica predominante es que todas estas unidades presentan facies (de ambos tipos) semitransparentes en la base (reflectores de baja amplitud y escasa continuidad lateral) y que hacia techo pasan a presentar facies reflectivas (reflectores de alta amplitud y alta continuidad lateral) (Fig. IV.4).


Las Unidades Q1, Q2, Q3 y Q4 se distribuyen de forma regular por todo el talud medio presentando zonas de mayor espesor, que se describen a continuación para cada una de ellas (Fig. IV.6).


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157

Existen zonas comunes de menor o escaso espesor como son (Fig. IV.6): i) En la zona de canales y dorsales (Sector 3); ii) En la zona de la Fosa de Álvarez Cabral y en las proximidades del Banco de Guadalquivir (Sector 4) y iii) En la zona de cañones submarinos (Sector 5).

A) La unidad Q1 tiene un espesor medio en el Sector 5 de unos 70 ms, si bien en el resto de sectores la distribución no es tan regular (Fig. IV.6.A). Los depocentros más importantes se concentran en tres zonas fundamentalmente de los Sectores 3 y 4:

i) En el drift monticular de Faro-Albufeira (al norte del Sector 4), con un espesor máximo de unos 125 ms y dirección NE-SO en la zona de Faro-Cádiz (a1) y de 125 ms y dirección E-O en la zona de Albufeira (a2).

ii) Existen cuatro depocentros en la zona de canales y dorsales (Sector 3) con un espesor máximo de unos 120 ms y con una orientación NE-SO (b1, b2 y b3) y SE-NO que cambia a NE-SO (b4).

iii) Existe un depocentro de unos 125 ms en la parte central y hacia el oeste del drift laminar de Bartolomeu Dias (zona oeste del Sector 4) con una orientación NE-SO.

B) La unidad Q2 presenta un espesor medio de unos 70 ms en el Sector 4 y entorno los 50 ms en el Sector 5. en detalle se pueden señalar varios depocentros localizados en las siguientes zonas (Fig. IV.6.B):

i) En el drift monticular de Faro-Albufeira se aprecian dos depocentros importantes, uno en la zona de Faro-Cádiz (a1) con un valor máximo de 120 ms y una orientación SE-NO que cambia a NE-SO, y un segundo depocentro en la parte de Albufeira (a2) con un espesor máximo de 110 ms y una orientación E-O.

ii) Se aprecian cuatro depocentros en el Sector 3 con un valor máximo entre 110 ms y una orientación NE-SO (b1, b2 y b3) y una orientación que cambia de NO-SE a NE-SO (b4).

iii) Existe un último depocentro en la zona central del drift laminar de Bartolomeu Dias con un espesor máximo de 120 ms y una orientación que pasa de NO-SE a NE-SO.

C) La unidad Q3 tiene un espesor medio de unos 100 ms en el Sector 4 y de unos 60 ms en el Sector 5, observándose en este último cierta disminución hacia el oeste (Fig. IV.6.C). Se han podido diferenciar varias zonas de valores máximo de espesor que se localizan en los siguiente puntos:

En el drift monticular de Faro-Albufeira se han diferenciado dos depocentros localizados uno hacia el este con valores máximos de 200 ms y una orientación NE-SO (a1) y otro hacia el oeste del drift con un espesor máximo de 110 ms y una orientación E-O (a2).

Existen cuatro depocentros pequeños en el Sector 3 con espesores máximos entorno a los 130 ms y orientaciones NE-SO (b1, b2 y b3) y NO-SE que pasa a NE-SO (b4).

Un último depocentro se encuentra en la parte central del drift laminar de Bartolomeu Dias (Sector 4), con un espesor máximo de 160 ms y una orientación SE-NO.

D) La unidad Q4 presenta dos zonas con espesores medios diferentes: en el Sector 4, con un espesor medio de unos 100 ms, y en el Sector 5, con un espesor medio entorno los 70 ms. Los depocentros más importantes se localizan en (Fig. IV.6.D):

i) Se pueden observar dos depocentros en el drift monticular de Faro-Albufeira. Un primer depocentro y más importante localizado en la zona del Faro-Cádiz (a1) con un espesor máximo de unos 190 ms y una orientación NE-SO. Y un segundo de menor espesor, entorno los 80 ms, en la zona de Albufeira (a2).

ii) Se observan cuatro depocentros en el Sector 3 con espesores máximos entorno los 100 ms y una orientación NE-SO (b1, b2 y b3) y NO-SE que cambia a NE-SO (b4).

iii) El último depocentro se ubica en la parte central del drift laminar de Bartolomeu Dias con un espesor máximo de 200 ms y una orientación NE-SO que cambia a SE-NO y un espesor de 90 ms.


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159

Haciendo una comparación breve entre las cuatro unidades sísmicas cabe señalar las siguientes diferencias (Fig. IV.6):

—En la zona del drift monticular de Faro-Albufeira se puede observar que desde Q1 a Q4 los depocentros sufren un desplazamiento hacia tierra además de cambios en la orientación y una disminución de los espesores máximos hacia el oeste.

—En el drift laminar de Faro-Cádiz se puede observar que las unidades Q3 y Q4 presentan mayores espesores hacia la zona oriental, aumentando hacia el talud superior.

—Respecto a la zona del drift laminar de Bartolomeu Dias, se puede apreciar no sólo un aumento del espesor desde la unidad Q1 a la Q4 sino también en la orientación. De la unidad Q1 a la Q2 se aprecia un cambio de NE-SO en Q1 a NO-SE que pasa a NE-SO en la unidad Q2. Por otro lado se observa un nuevo cambio de Q2 a Q3 ya que esta última presenta un depocentro con dirección dominante NO-SE. En Q4 vuelve a observarse el cambio en la dirección del depocentro de NO-SE a NE-SO.

IV.1.2.B. Unidades sísmicas: A, B, C, D, E, F, G y H

Las unidades sísmicas Q1, Q2, Q3 y Q4 se pueden subdividir en unidades menores que han sido denominadas como unidades sísmicas menores de medio orden: A, B, C, D, E, F, G y H (Tabla IV.I) y delimitadas según los criterios adoptados y descritos en el apartado de Metodología del Capítulo I.

Límites

Estas unidades sísmicas menores están limitadas por superficies de erosión de amplitud y reflectividad media-alta que constituyen, de base a techo, las siguientes discontinuidades: QD, MIS 48, MIS 40, MIS 32, MPR, MIS 16, MIS 12, MIS 6 y la actual superficie del fondo marino (Fig. IV.7).

Estas discontinuidades (excepto la MIS 12) constituyen superficies discordantes en el drift monticular (Fig. IV.7.A) y lateralmente pasan a ser concordantes en el drift laminar (Fig. IV.7.B).

— Las isobatas de las discontinuidades QD, MIS 48, MIS 40, MIS 32, MPR, MIS 16, MIS 12 y MIS 6 presentan características generales comunes (Fig. IV.8):

a) Zonas de profundidad mayor con una dirección NE-SO al norte del Sector 4. b) Zonas locales de menor profundidad en la parte central del Sector 4 y en el Sector 3, en concreto en

la zona sur de Faro-Cádiz. c) Zonas de mayor profundidad en la parte central del Sector 4 en concreto en la zona de Bartolomeu

Dias con direcciones NNE-SSO y ENE-OSO. d) Se observan zonas de mayor profundidad con dirección NE-SO en el Sector 5 en concreto en la

zona de Sagres.

No obstante si comparamos los datos de isobatas de unas unidades con otras cabe destacar algunas peculiaridades que las diferencian (Fig. IV.8):

— Las unidades G y H no presentan esos valores relativos tan bajos en la zona central y sur del área de Faro-Cádiz (b1, b2 y b3), especialmente la unidad H, que presenta en toda esta zona una profundidad relativamente homogénea y relieves más suaves.

— A partir de la unidad G no se ven tan claramente las dos depresiones del área de Bartolomeu Dias (c1), especialmente la unidad H aparece en esta zona con una profundidad casi homogénea y relieves más suaves.

— Desde las unidades A a la D se aprecian valores de mayor profundidad y dirección NE-SO en el área de Sagres mientras que en el resto de unidades ya no están tan marcados.


160

Facies sísmicas

Las unidades sísmicas menores de media resolución presentan dos tipos de facies sísmicas en los depósitos contorníticos:

• Facies progradantes. En general las unidades sísmicas menores (desde la A a la H) que componen el drift monticular se caracterizan por presentar una configuración progradante estratificada con reflectores de baja


161

amplitud, reflectividad y continuidad en la base, y reflectores de alta amplitud, reflectividad y continuidad hacia el techo de cada unidad, siendo la unidad H la más reflectiva de todas (Fig. IV.7.A).

En concreto las unidades inferiores (desde la A a la D) presentan una configuración sigmoidal caracterizada por mostrar reflectores que buzan hacia la cuenca con terminaciones en downlap y en concordancia respecto al límite superior (Fig. IV.7.A).

Las unidades superiores desde la E a la H, se caracterizan por presentar una configuración sigmoidal con una configuración más convexa a la base y más cóncava a techo que las unidades más antiguas, y una terminación de los reflectores respecto al límite superior en general concordante, mientras que la terminación de los reflectores con respecto al límite inferior es normalmente downlap a concordante (Fig. IV.7.A).

• Facies agradantes. Este tipo de facies se encuentra en todas las unidades de alta resolución que componen los drifts laminares, las cuales se caracterizan por presentar una configuración estratificada y agradante donde los reflectores poseen una disposición paralela o subparalela, y un terminación concordante respecto a los límites superior e inferior (Fig. IV.7.B).

Se puede observar que en ambos tipos de facies que la parte basal presenta reflectores de más baja continuidad lateral, amplitud y reflectividad mientras que hacia el techo aumenta tanto la reflectividad, como la amplitud y la continuidad lateral (Fig. IV.7).


La distribución de las unidades A, B, C, D, E, F, G y H tienen en común zonas de menor o escaso desarrollo en los Sectores 4 y 5 como son (Fig. IV.9):

i) La zona de canales y dorsales diapíricas (Sector 3). ii) En la Fosa de Álvarez Cabral, así como en las zonas próximas al Banco de Guadalquivir (Sector 4). iii) En la zona de los cañones de Faro, Portimao, Lagos, Sagres, y San Vicente (Sector 5).

Las zonas donde se han determinado unos mayores valores de espesor son variables para cada unidad estudiada y a continuación se describen la distribución de cada una:

A) La distribución de la unidad A muestra una distribución regular con un espesor medio de unos 30 ms en el Sector 5 y una distribución más irregular en los Sectores 3 y 4.

Los depocentros más importantes en estos dos últimos sectores presentan un valor máximo de 75 ms y una orientación generalmente NE-SO. Estos depocentros se localizan en (Fig. IV.9.A):

i) En el drift monticular de Faro-Albufeira, diferenciándose dos zonas. Un depocentro se localiza en la zona de Faro-Cádiz (a1) con un espesor de unos 70 ms una orientación NE-SO, y un segundo depocentro localizado en la zona de Albufeira con unos 75 ms y una orientación E-O (a2).

ii) Existe un depocentro al norte del Sector 4, que tiene una orientación NE-SO y un espesor máximo de 35 ms (b1) y se localiza paralelo al descrito en el drift monticular de Faro-Cádiz. (a1).

iii) Entre las dorsales y canales (Sector 3), en el drift laminar de Faro-Cádiz, se observan cuatro depocentros. Se observan tres depocentros con una orientación NE-SO y unos 80 ms de espesor máximo (b2, b3 y b4) hacia el sur del drift laminar de Faro-Cádiz. El último depocentro diferenciado se localiza al SO de este drift con una orientación que pasa de NO-SE a NE-SO y un espesor de 70 a 35 ms (b5).

iv) En la zona central del drift laminar de Bartolomeu Dias existe un depocentro de unos 70 ms y una orientación NE-SO (c).


162

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166

B) Isopacas unidad B. La unidad sísmica B se encuentra regularmente distribuida por el Sector 5 con un valor medio de espesor entorno a los 40 ms. En los Sectores 3 y 4 se pueden diferenciar los siguientes depocentros (Fig. IV.9.B):

i) En el drift monticular de Faro-Albufeira se observan dos depocentros de unos 45 ms de valor máximo de espesor con una orientación NE-SO en la zona oriental (a1) y una orientación E-O en la zona occidental (a2).

ii) Un depocentro localizado al norte del drift laminar de Faro-Cádiz (b1) con un espesor de 40 ms y orientación NE-SO, y tres depocentros al sur de dicho drift (Sector 3) con un espesor de 45-50 ms y orientación NE-SO y NO-SE (b2 y b3) que cambia a NE-SO (b4).

iii) En la parte central del drift laminar de Bartolomeu Dias se observa otro depocentro de mayor espesor máximo, entorno los 60 ms.

C) La distribución espacial de la unidad C presenta un valor medio de espesor entorno a los 45 ms en el Sector 5 y varios depocentros en los Sectores 3 y 4 localizados en las siguientes zonas (Fig.-IV.9.C):

i) En el drift monticular de Faro-Albufeira, en el cual se diferencian dos zonas, una al este con depocentros de 40 ms y orientación que varia de SE-NO a NE-SO (a1), y otro depocentro en la zona oeste de este drift el cual presenta un valor máximo de espesor de 50 ms y una orientación E-O (a2).

ii) Tres depocentros se localizan en la zona sur del drift laminar de Faro-Cádiz (Sector 3) con una orientación NE-SO y un espesor máximo de 50 ms (b1, b2 y b3) y un cuarto localizado en la misma zona con un espesor de unos 40 ms y una orientación que varía de NO-SE a NE-SO (b4).

iii) El último depocentro diferenciado se encuentra ubicado en la parte central del drift laminar de Bartolomeu Dias, con 65 ms de espesor máximo y una orientación NE-SO.

D) La unidad D el Sector 5 presenta un espesor de unos 40 ms, mientras que en los Sectores 3 y 4 se han podido diferenciar los siguientes depocentros de interés (Fig. IV.9.D):

i) Dos depocentros en el drift monticular de Faro-Albufeira. El primero se localiza en la zona este con una orientación NO-SE que cambia a NE-SO y un espesor máximo de 50 ms (a1), el segundo se encuentra localizado en la zona oeste de dicho drift y presenta una orientación E-O y un espesor de 45 ms (a2).

ii) Dos depocentros en la zona sur del drift laminar de Faro-Cádiz (Sector 3), con un valor máximo de espesor de 55 ms y una orientación NE-SO (b1 y b2) y un tercer depocentro en esta misma zona pero con una orientación NO-SE y un valor máximo de espesor de unos 50 ms (b3).

iii) Dos depocentros importantes en el drift laminar de Bartolomeu Dias, con un valor máximo de 55-45 ms y una orientación que va de NO-SE a NE-SO.

E) La unidad E presenta valores bajos de espesor en el Sector 5, entorno a los 30 ms. En los Sectores 3 y 4 se observan depocentros con un valor máximo entorno a los 100 ms localizados en (Fig. IV.9.E):

i) En el drift monticular de Faro-Albufeira se observa la presencia de dos depocentros importantes. El primero se localiza al este de esta zona con un espesor máximo de 100 ms y una orientación NE-SO (a1). El segundo se localiza al oeste de esta zona con un espesor máximo de 60 ms y una orientación E-O (a2).

ii) En la zona sur del drift laminar de Faro-Cádiz (Sector 3) se observa un depocentro con una orientación NE-SO (b1) y otro con una orientación NO-SE (b2) ambos con un espesor máximo de 60 ms.

iii) En el drift laminar de Bartolomeu Dias se observan dos depocentros, el primero con una orientación NO-SE y un espesor de 90 ms y el segundo con una orientación NE-SO y un espesor de 60 ms.


167

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169

F) La unidad F tiene un espesor entorno los 40 ms en el Sector 5, disminuyendo hacia el oeste. En los Sectores 3 y 4 se han diferenciado varios depocentros en (Fig. IV.9.F):

i) En el drift monticular de Faro-Albufeira (especialmente desarrollados en la zona este del drift) se observan depocentros alineados con una orientación NE-SO y un espesor máximo de 75 ms (a1). Al oeste de este drift se observa otro depocentro con una orientación E-O y un valor máximo de espesor de 70 ms (a2).

ii) En la zona sur del drift laminar de Faro-Cádiz (Sector 3) se puede observar la existencia de tres depocentros de unos 55 ms y dos de los cuales presentan una orientación NE-SO (b1 y b2) y el tercero una orientación NO-SE (b3).

iii) En el drift laminar de Bartolomeu Dias, se aprecia claramente una alineación de depocentros con una orientación que pasa de NO-SE a NE-SO y un espesor entorno los 80 ms.

G) La unidad G tiene un espesor entorno a los 30 ms en el Sector 5, mientras que en los Sectores 3 y 4 se han diferenciado las siguientes zonas de depocentros con un espesor entorno a los 150 ms localizados principalmente en (Fig. IV.9.G):

i) En el drift monticular de Faro-Albufeira. ii) En el drift laminar de Faro-Cádiz (Sector 3), con un espesor máximo de unos 50 ms y una orientación

NE-SO (b1) y NO-SE (b2). iii) En el drift laminar de Bartolomeu Dias, con una orientación NE-SO.

H) La unidad H presenta un espesor medio en el Sector 5 entorno los 40 ms. A su vez existen pequeños depocentros en las siguientes zonas del Sector 4 (Fig. IV.10.A):

i) En el drift monticular de Faro-Albufeira con unos 90 ms de espesor máximo y una orientación NE-SO.

ii) En el drift laminar de Faro-Cádiz (Sector 3) con un espesor máximo de 40 ms y una orientación NE-SO (b1) y NO-SE (b2).

iii) Dos depocentros de 50 ms en el drift laminar de Bartolomeu Dias, con una orientación N-S (c1) y NO-SE (c2).

El espesor medio que presenta esta unidad en el Sector 3 es de unos 50 ms aunque se pueden observar zonas de valores inferiores que se corresponden con la zona de canales y dorsales. Las zonas donde se encuentran los mayores valores de espesor se localizan en (Fig. IV.10.B):

i) Entre las dorsales de Guadalquivir y Cádiz, el valor máximo de espesor de los depocentros diferenciados es de 70 ms y una dirección NE-SO.

ii) Existen depocentros de unos 70 ms de espesor máximo entre los canales de Huelva y Guadalquivir, con direcciones que pasan de NO-SE a NE-SO.

iii) Entre los canales de Guadalquivir y Cádiz hay otra zona con valores máximos de espesor de 75 ms y que presentan una dirección ONO-ESE.

I) Hacia la cuenca existen depocentros locales de unos 60-80 ms con una dirección NO-SE.

Si se hace una comparación de los datos obtenidos de los mapas de isopacas de estas unidades se puede concretar diversas diferencias entre ellas.

Se comenzará comparando las cuatro primeras unidades (desde la A a la D), luego las cuatro siguientes (desde la E a la H) y finalmente las diferencias entre estos dos grupos.


170

Figura IV.10. A) Mapa de Isopacas cada 10 ms de la Unidad Sísmica H en los Sectores 4 y 5; B) Mapa de Isopacas cada 5 ms de la Unidad Sísmica H en el Sector 3. En líneas discontinuas blancas se indican los depocentros más

importantes asignándoles una letra minúscula. En líneas discontinuas celestes y rojas se indican las zonas de menor o no depósito. Descripción en el texto.

Desde las unidades A a la D, se puede puntualizar que:

• En la zona del drift monticular de Faro-Albufeira se puede observar que los depocentros han ido sufriendo un desplazamiento hacia el noreste (Fig. IV.11.A).

• En la zona sur del drift laminar de Faro-Cádiz se puede observar una disminución del espesor máximo de los depocentros desde la unidad A a la D (Fig. IV.9).

• Los depocentros localizados en el drift laminar de Bartolomeu Dias pasan de tener una orientación NE-SO a apreciarse la existencia de un cambio en la alineación de los mismos, presentando una orientación que varía de SO-NE a NO-SE (Fig. IV.9).


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Figura IV.11. Esquemas comparativos de las distintas localizaciones de los depocentros más representativos del sistema deposicional contornítico. Descripción en el texto

• Finalmente cabe destacar el aumento del espesor hacia el talud superior que también se hace más regular desde la unidad A a la D (Fig. IV.9).

Comparando las unidades desde la E a la H se han podido observar las siguientes diferencias:

• El depocentro de la unidad E se desplaza hacia el SO respecto a la localización del depocentro de la unidad D dentro del drift monticular de Faro-Albufeira (Fig. IV.11.B).

• En general en el drift monticular de Faro-Albufeira los depocentros se van desplazando hacia el noreste (Fig. IV.11.C).

• Los depocentros localizados en la zona sur del drift laminar de Faro-Cádiz van perdiendo definición y espesor desde la unidad E a la H, especialmente observado en las unidades G y H (Fig. IV.9).

• Respecto a la tercera zona de importancia por sus depocentros, el drift laminar de Bartolomeu Dias, cabe destacar un cambio de orientación de los depocentros (de SO-NE a NO-SE) dentro de las unidades E y F, pero menos marcado en las unidades G y H (Fig. IV.9).

• De este estudio comparativo el resultado más evidente es que las unidades G y H no sólo presentan un mayor espesor sedimentario sino que fosilizan en buena parte las irregularidades previas.

IV.1.2.C. Unidades menores

Dentro de las unidades E, F, G y H descritas anteriormente se han podido diferenciar tres unidades menores en cada una de ellas excepto en la unidad H, en la cual se han diferenciado tan sólo dos.

En total se han descrito once subunidades (E1, E2, E3, F1, F2, F3, G1, G2, G3, H1 y H2) dentro del registro sísmico de las unidades que están por encima de la discontinuidad MPR (Tabla IV.I) en base a los criterios ya mencionados en el apartado de Metodología del Capítulo I.


172

Límites

Estas unidades están limitadas por superficies de erosión menores, y caracterizadas por un reflector de amplitud y reflectividad alta (Fig. IV.12).

Estas discontinuidades se disponen de manera discordante en el drift monticular (IV.12.A) y de forma concordante en el drift laminar (Fig. IV.12.B).

Facies sísmicas

Estas unidades sísmicas se caracterizan por presentar facies progradantes en el drift monticular y facies agradantes en el drift laminar.

• La configuración de los reflectores en el caso de las facies progradantes es estratificada y progradante sigmoidal, con terminaciones de downlap a concordante respecto a la base y de concordante a truncación erosiva respecto al techo (Fig. IV.12.A).

• Las facies agradantes se caracterizan por una configuración estratificada y agradante con terminación de los reflectores generalmente concordantes respecto a los límites de las unidades menores (Fig. IV.12.A).

• Se puede observar en general en ambas facies sísmicas un aumento de reflectividad de las unidades menores hacia superficie, siendo las unidades H1 y H2 las más reflectivas de todas (Fig. IV.12).


Las únicas unidades menores se han determinado con buena continuidad lateral en el drift monticular de Faro-Albufeira, especialmente H1 y H2, las cuales se han cartografiado (Fig. IV.13). No obstante no ha sido posible realizar una cartografía regional de estas unidades a la escala de todo el talud medio.

A) La Subunidad H1 presenta dos claros depocentros de unos 60 ms de espesor máximo (tiempo doble), con direcciones que varían de NE-SO (a) a E-O (b). Estos depocentros se encuentran separados por una zona amplia con valores bajos de espesor (5-10 ms) (Fig. IV.13.A).

B) La Subunidad H2 presenta dos zonas con valores máximos de espesor entorno a los 40 ms con direcciones que cambian de NE-SO (a) a E-O (b) en el drift monticular de Faro-Albufeira y separados por una zona de poca extensión y bajos espesores (10-12 ms) (Fig. IV.13.B).

IV.1.3. Encuadre cronoestratigráfico de los depósitos

Se ha realizado un encuadre cronoestratigráfico en base a datos bibliográficos y mediante el calado de sondeos petrolíferos con la sísmica Sparker.

En la mayoría de los sondeos petrolíferos estudiados de los realizados en el Golfo de Cádiz (Figs. IV.14) y mediante la correlación de los mismos (Fig. IV.15), se ha podido observar que los depósitos diferenciados en los registros sísmicos quedan encuadrados dentro de los depósitos Plioceno-Cuaternario (Fig. IV.15 y IV.16 y Tabla IV.II).


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174

No obstante, existen algunos sondeos que han diferenciado el límite entre el Plioceno y el Cuaternario y basándose en ellos ha sido posible determinar claramente que los depósitos reconocidos en los perfiles sísmicos tienen una edad cuaternaria y por tanto QD constituye el límite basal del cuaternario (Figs. IV.15 y IV.16 y Tabla IV.II).

Figura IV.13. A) Isopacas cada 5 ms de la unidad sísmicas de alta resolución H1; B) Isopacas cada 2 ms de la unidad sísmicas de alta resolución H2, diferenciadas en el drift monticular de Faro-Albufeira.


175

Ha sido posible realizar un encuadre cronoestratigráfico, por primera vez, de los depósitos contorníticos en detalle dentro del Cuaternario gracias a los análisis realizados, especialmente para este trabajo de investigación, por los Doctores Francisco Sierro y Abel Flores (Facultad de Geología de Salamanca) en muestras tomadas de tres sondeos petrolíferos (E1, C1 y G1) (Fig. IV.16.B y C). Dichos análisis se han basado en la diferenciación de eventos paleontológicos de un conjunto de muestras tomadas de cada uno de estos tres sondeos, y obteniéndose como resultados tres eventos importantes dentro del Cuaternario datados hace unos 1.8 Ma, entorno los 0.9 Ma y hace unos 0.4 Ma (Fig. IV.16.C).

Esto ha permitido que mediante el calado de dichos sondeos petrolíferos con la sísmica, se haya podido encuadrar no sólo la discontinuidad QD dentro del cuaternario, sino también que se haya podido realizar

Figura IV.14. Localización de los sondeos utilizados para la realización de este trabajo de investigación. En naranja se indica la localización de los sondeos petrolíferos realizados por el Servicio Geológico de Portugal; En verde se

indica la localización de los sondeos realizados por empresas petrolíferas como REPSOL y CAMPSA en el margen español; En rojo se indica la localización de los testigos de gravedad realizados por instituciones francesas y obtenidos en la campaña Interpole MD114 IMAGESV; En azul se indica la localización de los sondeos de

gravedad obtenidos en la campaña ANASTASYA’00 dentro del marco del Proyecto español TASYO; En negro se indica la localización de los testigos de gravedad obtenidos en la campaña ANASTASYA’01 dentro del Proyecto

español TASYO. Leyenda de la figura de fondo en Figura III.1.


176

el encuadre cronoestratigráfico de discontinuidades más recientes (nunca antes realizado), como es el caso de la discontinuidad MPR, quedando datada en la mitad del Pleistoceno, así como el encuadre cronoestratigráfico de la discontinuidad MIS 12, la cual presenta una edad de Pleistoceno superior (Fig. IV.16.B y C).

Figura IV.15. A) Correlación de los sondeos petrolíferos localizados entre la plataforma y talud medio del Golfo de Cádiz. Se correlacionan los depósitos del Plioceno en líneas discontinuas naranjas y en líneas

discontinuas rojas se correlacionan los depósitos del Cuaternario; B) En el talud medio se localiza un único sondeo petrolífero sin dataciones.


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179

IV.1.4. Tasa de sedimentación de los depósitos cuaternarios

Una vez encuadrados los depósitos contorníticos Cuaternarios, se ha realizado un análisis de la tasa de sedimentación para las principales unidades y descritas en aquellas zonas donde se localizan los depocentros más importantes (Tabla IV.III). Existe un cambio importante en la tasa de sedimentación antes y después de la MPR reflejado con distintos valores en tres zonas donde se han descrito los mayores depocentros (Tabla IV.III):

a) Se ha observado en el drift monticular de Faro-Albufeira, un aumento en la tasa de sedimentación, pasando de 0.22 m/ka a 0.35 m/ka.

b) En el drift laminar de Faro-Cádiz el cambio es inverso, pasando de mayor tasa de sedimentación, 0.28 m/ka, a menos, 0.22 m/ka.

c) En el drift laminar de Bartolomeu Dias no se ha podido observar cambios en la tasa de sedimentación antes y después sino que permanece constante, 0.25 m/ka.

Si se observa en detalle las tasas de sedimentación de las distintas secuencias deposicionales, se han podido extraer las siguientes consideraciones (Tabla IV.III):

a) En el drift monticular de Faro-Albufeira la tasa de sedimentación es mayor en las secuencias Q1 y Q3, y menor en las secuencias Q2 y Q4.

b) En el drift laminar de Faro-Cádiz, las secuencias Q1 y Q3 tienen menor tasa de sedimentación que las secuencias Q2 y Q4.

c) En el drift de Bartolomeu Dias las secuencias de mayor tasa de sedimentación son la Q1 y la Q4.

En las secuencias deposicionales menores desde la A a la H se observa que (Tabla IV.III):

a) En el drift monticular de Faro Albufeira, la tasa de sedimentación va disminuyendo desde la A a la D (desde 0.28 a 0.23-22 m/ka), y va aumentando desde la E a la H (desde 0.35 a 0.55 m/ka).

b) En el drift laminar de Faro-Cádiz, la tasa de sedimentación disminuye desde la secuencia A a la D (de 0.30 a 0.25 m/ka), y va aumentando desde la E a la G (desde 0.21 a 0.42 m/ka) para volver a disminuir en H (0.24 m/ka).

c) En el drift laminar de Bartolomeu Dias, va disminuyendo la tasa de sedimentación desde A a C (0.30 a 0.22 m/ka), y aumenta en D (0.25 m/ka). La siguiente secuencia, E, tiene una tasa de sedimentación menor (0.21 m/ka), y a partir de ahí la tasa es mayor progresivamente en F y G (desde 0.30 a 0.42), pero menor en la última secuencia H (0.30 m/ka).

Tabla IV.III. Tabla de la tasa de sedimentación calculada para los depósitos cuaternarios en las zonas donde se localizan los depocentros más importantes.


180

Respecto a la tasa de sedimentación en el Sector 5, al oeste del Cañón de Portimao, se puede observar una disminución generalizada con respecto a la descrita en el Sector 4, pasando de unos valores medios en el Sector 4 de 0.25 a 0.40 m/ka que pasan en el Sector 5 a oscilar entre los 0.10 y 0.20 m/ka.

En el Sector 3 se puede observar que hacia el oeste va aumentando la tasa de sedimentación en la unidad estudiada con detalle en esta zona, como es la unidad H, que pasa de tener unos valores medios de tasa de sedimentación en la parte E entorno los 0.32 a 0.48 m/ka en la parte O.

IV.1.5. Caracterización litológica de los depósitos cuaternarios

Según la correlación realizada entre el registro sedimentario diferenciado en los perfiles sísmicos y los sondeos petrolíferos de los que se dispone información (Fig. IV.15), se determina que los depósitos están compuestos mayoritariamente por arcillas y limos (Figs. IV.15 y IV 16).

Litología

Los depósitos Cuaternarios se caracterizan con los sondeos petrolíferos por estar compuestos fundamentalmente de arcillas en toda la plataforma media-externa (Fig. IV.15). En el talud medio, concretamente en el Sector 4, los sedimentos están compuestos predominantemente por limos (Fig. IV.15). Sin embargo, hacia la zona SE de este sector, se observan sedimentos más arcillosos (Ej. GY-BIS en Fig. IV.15). En el Sector 3 se puede observar un cambio drástico litológico con dominio de arenas en los primeros 17 m y de lumaquelas con arena y arcilla en los 303 m siguientes (Ej. MPC-1 en Fig. IV.15).

Espesor

En el margen continental se puede observar que los mayores espesores de los sedimentos de edad Plioceno-Cuaternario se localizan con un espesor de unos 1200 m en la zona oriental del Sector 4 (Ej. B3 en la Fig. IV.15).

• En el borde de plataforma los menores valores de espesor de los sedimentos Plioceno-Cuaternario se encuentran en la zona próxima al cañón de Portimao, observándose un espesor medio de unos 230 m (Fig. IV.15.A). Hacia el este los espesores van aumentando considerablemente, pasando a alcanzar valores de 450 m y llegando hasta los 1100 m hacia el borde de la plataforma de la zona localizada en la Cuenca del Guadalquivir (Fig. IV.15.A). Al SE de esta zona nuevamente se vuelve a apreciar una disminución del espesor medio que llega a alcanzar los 850 m e incluso los 305 m en la zona más meridional del borde de plataforma (Fig. IV.15.A).

• En el talud medio los valores de espesor son mayores llegando a alcanzar unos 1000 m en la zona central de este Sector 4 (enfrente de la cuenca del Guadalquivir) y va disminuyendo hacia el SE hasta alcanzar los 730 m (Fig. IV.15.B).

En algunos de los sondeos petrolíferos españoles se ha podido precisar el espesor de los sedimentos Cuaternarios. En ellos se observa que los valores mayores, entorno a los 700 m, se encuentran en el borde de la plataforma y disminuyen hacia zonas más someras hasta presentar unos 300 m (Fig. IV.15.A).

IV.1.6. Estructuración estratigráfica de los depósitos cuaternarios

IV.1.6.A. Arquitectura estratigráfica de los depósitos contorníticos

En este apartado se pretende destacar la disposición de las diferentes unidades sísmicas dentro de los distintos tipos de depósitos diferenciados en el talud continental del Golfo de Cádiz (Fig. IV.17):


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182

A) Depósitos contorníticos monticular, elongado y separado de Faro-Albufeira. Las unidades sísmicas definidas anteriormente se estructuran vertical y lateralmente entre sí de forma que la suma de todas genera un cuerpo contornítico cuaternario en el talud medio de unos 600 ms de espesor para el Cuaternario (Fig. IV.18). Estas unidades generan claras progradaciones (sigmoidal) de las más recientes sobre las más antiguas hacia tierra, con forma externa lobular y que condicionan la morfología actual del drift monticular (Figs. IV.17.A y IV.18 y Tabla IV.IV).

No obstante pueden existir internamente otro tipo de configuraciones intercaladas dentro de las facies progradantes, por ejemplo que, a mayor y menor escala, la base de cada unidad presenta una arquitectura relativa más agradante que hacia el techo (Fig. IV.18). Las unidades están separadas por discontinuidades que en las proximidades a la fosa actual constituyen paleofosas. Las unidades y las paleofosas se apilan de forma progradante las unas sobre las otras, de manera que existe un desplazamiento de las mismas también hacia tierra (Figs. IV.17.A, IV.18 y Tabla IV.IV).

Cabe destacar en la arquitectura de este tipo de drift contornítico que existen 5 elementos morfológicos que lo forman los cuales presentan un comportamiento repetitivo en el desarrollo de cada unidad de mayor o menor resolución (Fig. IV.19):

1) superficie erosiva talud superior, 2) fosa contornítica, 3) drift monticular, 4) superficie de erosión por encima del drift monticular, 5) prolongación hacia la cuenca del drift monticular pasando a drift laminar. La tendencia general en el desarrollo de los depósitos contorníticos en este tipo de drift es que estos elementos se repitan pero sufriendo un desplazamiento hacia tierra, lo que pone de manifiesto avance de todo el sistema hacia el talud superior desde el talud medio (Fig. IV.19).

Figura IV.18. Perfil sísmico Sparker e interpretación identificándose las distintas secuencias sísmicas diferenciadas y la arquitectura estratigráfica que presentan dentro del drift monticular separado y elongado de Faro-Albufeira.


183

B) Depósito contornítico adosado. Este depósito contornítico se localiza el E del drift monticular elongado y separado de aro-Albufeira y se ha denominado drift adosado de Ayamonte (Fig. IV.20).

Las unidades que lo componen se estructuran en general en onlap (Fig. IV.17.B y Tabla IV.IV) formando un relleno de unos 100 ms de espesor máximo (Fig. IV.20).

Figura IV.19. Ejemplo de perfil sísmico del depósito contornítico de Faro-Albufeira mostrando aquellos caracteres morfológicos que se repiten en la arquitectura sedimentaria del drift. La flecha amarilla indica la

dirección de la progradación hacia el talud suprior

Figura IV.20. Perfil sísmico de Sparker e interpretación identificándose las distintas secuencias sísmicas diferenciadas y la arquitectura estratigráfica que presentan dentro del drift adosado de Ayamonte.


184

C) Depósito contornítico mixto, localizado al SE del drift contornítico adosado y caracterizado por la alternancia vertical de depósitos progradantes y agradantes con unos 400 ms de espesor para el registro Cuaternario (Fig. IV.17).

Se le ha denominado drift mixto de Ayamonte y los depósitos agradantes se correlacionan con la prolongación hacia la cuenca de las unidades progradantes del talud superior. Hacia techo de estos depósitos las unidades son progradantes y no se observa prolongación de las mismas con los depósitos progradantes del talud superior (Fig. IV.17.C y IV.21 y Tabla IV.IV).

Figura IV.21. A) Perfil sísmico de Airgun e interpretación indicándose las distintas secuencias sísmicas

diferenciadas y la arquitectura estratigráfica que presentan dentro del drift mixto de Ayamonte en la zona SE (Hernández-Molina et al., 2000). B) Perfil sísmico Sparker e interpretación identificándose las distintas secuencias sísmicas diferenciadas y la arquitectura estratigráfica que presentan dentro del drift mixto de

Ayamonte en la zona NO.

En la zona SE de este depósito, se destaca en la última unidad sísmica (H), la presencia de una superficie erosiva que separa una base agradante con continuidad en el talud superior, de un techo con una arquitectura progradante hacia tierra (Fig. IV.21.A).

En la zona NO de este depósito, las unidades más antiguas (Q1 y Q2) presentan una arquitectura progradante hacia tierra, siendo Q2 la que prograda sobre Q1 (Fig. IV.21.B). La unidad Q3 presenta una


185

disposición relativa agradante en la base y progradante hacia el techo. La unidad Q4 prograda sobre la Q3 aunque se puede apreciar internamente una arquitectura predominante agradante (Fig. IV.21.B).

Se pueden observar que las superficies que separan estas unidades sísmicas constituyen superficies de erosión con forma de paleofosas muy tendidas pero que al igual que en el drift monticular de Faro-Albufeira, su arquitectura indica la migración hacia tierra del depósito contornítico mixto (Fig. IV.21.B).

D) Depósitos contornítico monticular separado del talud superior. Se localiza al norte de la zona del drift laminar de Sagres, y las unidades sísmicas se estructuran vertical y lateralmente entre sí de forma que la suma de todas genera un cuerpo contornítico cuaternario en el talud superior-medio de unos 150 ms de espesor de registro Cuaternario (Figs. IV.17.D, IV.22 y Tabla IV.IV).

Estas unidades generan claras progradaciones (sigmoidal, oblicuo-paralela) de las más recientes sobre las más antiguas hacia tierra, con forma externa lobular y que condicionan la morfología actual del drift monticular, observándose migración del sistema deposicional Contornítico hacia el talud superior desde el talud medio (Figs. IV.17.D y IV.22).

E) Depósitos contorníticos laminares. Dentro de los depósitos laminares (Faro-Cádiz, Bartolomeu Dias, Portimao, Lagos y Sagres) se puede observar cómo los depósitos contorníticos del Cuaternario se disponen en vertical de forma paralela o subparalela (Fig. IV.17.E y Tabla IV.IV).

Esta distribución es bastante extendida por todo el sistema deposicional contornítico del talud medio del Golfo de Cádiz caracterizándose por presentar unos espesores medios de 400 ms en la zona oriental y de 300 ms en la zona occidental, para el registro Cuaternario, y presentando una forma externa característica de lámina (Fig. IV.23).

Figura IV.22. Perfil sísmico de Sparker indicando la arquitectura estratigráfica que presentan los depósitos dentro del drift monticular separado del talud superior de Sagres.


186

F) Depósito contornítico separado fósil. Este tipo de depósito se localiza en la zona septentrional del sector 3, limitado al E por la dorsal de Guadalquivir y al oeste por el levantamiento del Banco del Guadalquivir (Fig. IV.17.F). Se caracteriza por presentar un cambio importante en la arquitectura estratigráfica que consiste en el paso desde unidades más antiguas apiladas de forma progradante a unidades más recientes dispuestas de forma agradante (Fig. IV.17.F y IV.24 y Tabla IV.IV). Se han reconocido dos tipos de depósitos de drift monticular elongado y separado fósiles, como son de este a oeste: el drift monticular fósil de Huelva y el drift monticular fósil de Guadalquivir:

— Dentro del drift monticular fósil de Huelva se observa cómo desde las unidades A a la G los depósitos se disponen progradando los más recientes sobre los más antiguos, indicando migración del sistema deposicional hacia el norte (hacia tierra) en el registro Cuaternario de unos 350 ms, mientras que la unidad H ( de unos 75 ms) se dispone de forma agradante fosilizando a las anteriores (Fig. IV.24.A). En consecuencia el drift monticular es activo hasta la unidad sísmica G.

Tabla IV.IV. Tabla que resume los tipos de arquitectura estratigráfica dentro de los distintos depósitos diferenciados en este trabajo de investigación.


187

— Por otro lado en el drift monticular fósil del Guadalquivir cabe destacar que desde las unidades A a la D los depósitos cuaternarios de unos 200 ms de espesor presentan una arquitectura progradante de los más recientes sobre los más antiguos, pero a partir de la unidad E hacia techo (entorno los 200 ms de espesor) los depósitos se disponen con una configuración agradante (Fig. IV.24.B). En el drift monticular se determina una migración del sistema contornítico hacia el NO, es decir hacia el Banco del Guadalquivir. Por lo tanto el drift monticular es activo hasta la unidad sísmica D.

G) Depósitos contorníticos laminares deformados. Este tipo de depósitos localizados en el Sector 3, están compuestos por unidades sísmicas que están dispuestas de forma agradante y horizontales, y no se disponen de forma horizontal sino que se encuentran deformadas, observándose tanto dentro del depósito contornítico como en la superficie actual del fondo zonas deprimidas y elevadas constituyendo pliegues de amplitud y frecuencia bajas (Figs. IV.17.G y IV.25 y Tabla IV.IV).

H) Depósitos contorníticos con formas de fondo sobre depósito laminar. La localización de este tipo de depósitos se emplaza en los Sectores 1 y 2, presentando una arquitectura compuesta por unidades sísmicas dispuestas de forma ondulada con distintas longitudes de onda, y depositadas sobre unos depósitos laminares (Figs. IV.17.H, IV.26 y Tabla IV.IV).

Figura IV.23. Perfil sísmico de Sparker e interpretación identificándose las distintas secuencias sísmicas diferenciadas y la arquitectura estratigráfica que presentan dentro del drift laminar de Faro-Cádiz.


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Figura IV.24. Perfil sísmico Sparker e interpretación identificándose las distintas secuencias sísmicas diferenciadas y la arquitectura estratigráfica que presentan dentro de: A) Drift monticular elongado y separado fósil de Huelva; B) Drift monticular elongado y separado fósil del Guadalquivir.


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IV.1.6.B. Análisis de ciclicidad en la sedimentación Cuaternaria

En todas las unidades sísmicas, a mayor o menor escala, y especialmente observando las facies de los depósitos que constituyen el drift separado de Faro-Albufeira, se puede determinar una ciclicidad muy manifiesta y caracterizada por: a) facies transparentes en la base; b) facies reflectivas a techo y c) superficie de erosión sobre las facies reflectivas (Fig. IV.27).

En la distribución espacial de las unidades sísmicas en el drift separado también se observa claramente ciertas tendencias que se repiten cíclicamente, como sería el desplazamiento de los depocentros en primer lugar hacia tierra y lateralmente hacia el NE desde las unidades A a la D (Fig. IV.11.A). Se observa un posterior desplazamiento hacia la cuenca y lateralmente hacia el oeste de la unidad E respecto a la D (Fig. IV.11.B) para volver a observarse un desplazamiento de los depocentros hacia tierra y lateralmente hacia el NE desde E a H (Fig. IV.11.C).

IV.2. ANÁLISIS ESTRATIGRAFICO DE LOS DEPÓSITOS DEL CUATERNARIO SUPERIOR

Dentro de la unidad sísmica de medio orden más superficial (unidad H) se ha podido realizar un análisis estratigráfico detallado utilizando el sistema de muy alta resolución TOPAS que ha permitido diferenciar 4 unidades sísmicas menores de muy alta resolución (a, b, c y d) y de alto orden (Tabla IV.I) y que a continuación se describirán de base a techo.

Figura IV.25. Perfil sísmico de Sparker e interpretación identificándose las distintas secuencias sísmicas diferenciadas y la arquitectura estratigráfica que presentan dentro del drift laminar relicto deformado de Guadalquivir-Cádiz.

Figura IV.26. Ejemplo de perfil de Sparker indicando la estructura en formas de fondo de la unidad sísmica H sobre depósitos contorníticos laminares del Sector 1.


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IV.2.1. Unidad sísmica H

La unidad sísmica H es la más superficial del registro sedimentario cotornítico estudiado, siendo su base la discontinuidad MIS 6 y su techo la actual superficie del fondo marino.

Aunque en los perfiles de Sparker ya se ha visto que la discontinuidad MIS 6 constituye una superficie de erosión, de alta reflectividad y amplitud, en los perfiles de TOPAS se observa mejor dicho carácter erosivo, caracterizándose por constituir una superficie discordante (Fig. IV.28.A). Lateralmente se ha podido observar cómo esta discontinuidad se manifiesta en concordancia con los reflectores internos de esta unidad H (Fig. IV.28.B).

Se han podido diferenciar, dentro de la unidad sísmica H, cuatro unidades menores, que de base a techo son: a, b, c y d, separadas por superficies de erosión menores (Fig. IV.28 y Tabla IV.II). Las facies sísmicas se han descrito en dos zonas: en el drift monticular Faro-Albufeira y en el drift laminar de Faro-Cádiz, pero la distribución espacial sólo ha sido posible realizarla en éste último drift y en el Sector 3.

IV.2.1.A. Unidad a

Se pueden observar dos tipos de facies sísmicas en la unidad a: facies progradantes y facies agradantes. Las primeras se observan en el drift monticular y las segundas en el drift laminar.

• Facies progradantes. Presentan una configuración estratificada y progradante sigmoidal-oblicua con una terminación de los reflectores que pueden variar de concordante a downlap respecto al límite basal y en concordancia respecto al techo (Fig. IV.28.A).

• Facies agradantes. Presentan una configuración estratificada y paralela con una terminación de los reflectores en concordancia respeto a los límites superior e inferior (Fig. IV.28.B).

Figura IV.27.- Esquema indicativo de la ciclicidad observada en las facies sísmicas dentro del drift monticular separado de Faro-Albufeira.


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Figura IV.28. A) Perfil sísmico 3.5 kHz e interpretación identificándose las distintas unidades sísmicas de muy alta resolución diferenciadas en el drift monticular elongado y separado de Faro-Albufeira; B) Perfil sísmico TOPAS e interpretación identificándose las distintas unidades y subunidades sísmicas de muy alta resolución diferenciadas en el drift laminar de Faro-Cádiz.

En esta unidad se han descrito varios intervalos sedimentarios de menor o mayor reflectividad que determinan tres subunidades, que de base a techo son: a1, a2 y a3 (Fig. IV.28.B).

En cuanto a la distribución espacial la unidad en el sector 3 presenta las siguientes zonas de mayor espesor (Fig. IV.29.A): 1) Entre las dorsales de Guadalquivir y Cádiz, con una dirección del depocentro NE-SO y un espesor entorno los 20 ms; 2) Entre los canales de Huelva y Guadalquivir con un depocentro de 24 ms y una dirección NO-SE; 3) Entre los canales Guadalquivir y Cádiz, en concreto entre las dorsales Guadalquivir y Cádiz hay un depocentro de unos 30 ms de espesor con una dirección NO-SE y 4) Entre la dorsal del Guadalquivir y el canal del Guadalquivir se observa un depocentro con una dirección NNO-SSE y unos 26 ms de espesor.


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IV.2.1.B. Unidad b

Se han podido diferenciar dos tipos de facies sísmicas en la unidad b: facies progradantes (Fig. IV.28.A) y facies agradantes (Fig. IV.28.B). Las primeras son características del drift monticular y las segundas del drift laminar. Las características de estas dos facies sísmicas son exactamente las mismas que las descritas para la unidad d (Fig. IV.28).

Se ha podido diferenciar dentro de la unidad b cuatro subunidades menores, que se caracterizan por presentar facies transparentes a la base y reflectivas a techo y que de la más antigua a la más reciente son: b1 , b2, b3 y b4 (Fig. IV.28).

La distribución espacial de la unidad b (Fig. IV.29.B) nos muestra en el sector 3 depocentros de unos 20 ms con dirección NE-SO entre las dorsales de Guadalquivir y Cádiz (1); entre los canales de Huelva y Guadalquivir, con una dirección NO-SE que varía a NE-SO (2); y entre los canales Guadalquivir y Cádiz, con una dirección NO-SE (3) y hacia la cuenca con una dirección NNO-SSE (4).

IV.2.1.C. Unidad c

La unidad c presenta al igual que las unidades a y b dos tipos de facies: progradantes (Fig. IV.28.A) y agradantes (Fig. IV.28.B) con las mismas características descritas para las anteriores.

Esta unidad c se caracteriza por presentar pequeños niveles de menor o mayor reflectividad aunque se destaca que es la unidad más reflectiva de todas las unidades menores que estructuran a la unidad sísmica H (Fig. IV.28).

Los depocentros más importantes de unos 10 ms dentro de esta unidad se encuentran en (Fig. IV.29.C): entre las dorsales de Guadalquivir y Cádiz, con una dirección NE-SO (1); entre los canales de Huelva y Guadalquivir, con una dirección NO-SE (2); y entre los canales de Guadalquivir y Cádiz con una dirección NO-SE (3) y NNO-SSE (4).

IV.2.1.D. Unidad d

Dentro de la unidad d se han podido diferenciar dos tipos de facies sísmicas: facies progradantes características en el drift monticular (Fig. IV.28.A) y facies agradantes características en el drift laminar (Fig. IV.28.B) al igual que en las unidades anteriores.

En la unidad d se han podido diferenciar dos intervalos sedimentarios que constituyen dos subunidades, que de base a techo son: d1 y d2. Ambas se caracterizan por presentar facies transparentes a la base y de mayor reflectividad a techo (Fig. IV.28.B).

La distribución espacial de la unidad d en el Sector 3 presenta unos depocentros (entre 18 y 20 ms de espesor) que se localizan en las siguientes zonas (Fig. IV.29.D): 1) Entre las dorsales de Guadalquivir y Cádiz, con una dirección dominante NE-SO; 2) Entre los canales Huelva y Guadalquivir, con una dirección NO-SE que cambia a NE-SO; 3) Entre los canales de Guadalquivir y Cádiz, con una dirección NO-SE y NNO-SSE (4).


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Figura IV.29. Mapa de isopacas cada 2 ms de las distintas unidades sísmicas de muy alta resolución diferenciadas en los depósitos del Sector 3. A) Unidad símica a; B) Unidad sísmica b; C) Unidad sísmica c; D)

Unidad sísmica d. Se indica con un número las zonas de depocentros más importantes.

IV.2.2. Encuadre cronoestratigráfico de los depósitos

De la correlación de los sondeos MD (Fig. IV.30) y el calado de los testigos MD 36 y MD 41, datados por el centro de investigación Geomar (Kiel, Alemania), con los registros sísmicos, se ha podido atribuir para las unidades sísmicas diferenciadas dentro de la unidad sísmica H, una edad Pleistoceno terminal, de manera que de base a techo las unidades tendrían el siguiente encuadre cronoestratigráfico (Fig. IV.31): la subunidad a entre los 135-65 ka; la subunidad b, entorno a los 65-32 ka; la subunidad c entre los 32-24 ka y finalmente la subunidad d entre los 24 ka y la actualidad (Fig. IV.31 y Tabla IV.II).

Además las subunidades menores desde a1 hasta d2 se podrían correlacionar directamente con los estadios isotópicos desde el 5 al 1 y también, en más detalle, con los eventos de Heinrich desde el 6 al 0 (Fig. IV.31 y Tabla IV.II).


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Figura IV.30. Correlación de los testigos de gravedad de la Campaña Francesa Interpole MD 114/IMAGES V localizados en el talud medio del Golfo de Cádiz.


195

IV.2.3. Caracterización litológica

Se ha realizado la siguiente caracterización litológica de las diferentes unidades diferenciadas en los perfiles de alta resolución obtenidos con la sonda paramétrica TOPAS y los sondeos MD (Fig. IV.32), obteniéndose la siguiente correlación lito-sísmica:

A) Unidad a. La parte superficial de esta subunidad se ha podido correlacionar con la base del sondeo MD36, observándose que las facies más transparentes en los perfiles se correlacionan con los niveles arcillosos de la parte más profunda del sondeo, mientras que las facies más reflectivas de la unidad se correlacionan con los niveles más limosos descritos en el sondeo (Fig. IV.32.A).

B) Unidad b. Se han podido correlacionar los límites reflectivos de la subunidad con niveles arcillo/arenosos descritos en los sondeos. Dentro de la subunidad b, las subunidades desde b1 a b4 se caracterizan por presentar zonas más transparentes en la base de cada una y zonas más reflectivas a techo, que se correlacionan con zonas arcillosas y limosas respectivamente descritas en el sondeo (Fig. IV.32).

C) Unidad c. Se trata de la subunidad más reflectiva dentro de la unidad H compuesta por varios reflectores de alta amplitud intercalados con niveles más transparentes de poco espesor. Esto se correlaciona con

Figura IV.31. Perfil sísmico TOPAS e interpretación de las distintas unidades y subunidades sísmicas de muy alta resolución diferenciadas y su correlación con los ciclos eustáticos del Pleistoceno y eventos de Heinrich. En la Tabla se resume la correlación


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varios niveles limosos/arenosos descritos en los sondeos, alternándose con niveles arcillosos respec-tivamente (Fig. IV.32).

D) Unidad d. Se trata de una subunidad muy transparente en general que se correlaciona con niveles arcillosos descritos en el sondeo. Dentro de esta subunidad, existen cuerpos más reflectivos a techo de las subunidades d1 y d2, los cuales se correlacionan con depósitos limosos/arenosos, mientras que los cuerpos transparentes a la base de dichas subunidades se correlacionan con depósitos arcillosos (Fig. IV.32).

Espesor

Del estudio de los cuatro sondeos franceses MD (Fig. IV.30) se puede observar que hacia la zona occidental del drift monticular y elongado de Faro-Albufeira, el espesor de los depósitos diferenciados es menor, mientras que los valores de espesor van aumentando lateralmente hacia la zona oriental.

Se vuelve a apreciar cierta disminución del espesor hacia el SE del drift laminar de Faro-Cádiz. La zona donde se ha registrado un mayor espesor se encuentra al sur del Banco del Guadalquivir (Fig. IV.30).

IV.2.4. Estructuración estratigráfica

Las unidades sísmicas desde la a a la d se estructuran vertical y lateralmente entre sí generando la progradación de la cobertera sedimentaria del drift monticular de Faro-Albufeira hacia tierra, condicionando la geometría lobular actual de dicho depósito (Figs. IV.17.A, IV.18.A y IV.28.A y Tabla IV.IV).

Dentro de los depósitos contorníticos del talud medio del Golfo de Cádiz del Sector 3, estas unidades se disponen verticalmente con el apilamiento de las unidades en forma de láminas, componiendo el drift laminar de Faro-Cádiz (Figs. IV.17.E y IV.23 y Tabla IV.IV) y la parte superior agradante del drift monticular fósil (Figs. IV.17.F y IV.24 y Tabla IV.IV),.

En los Sectores 1 y 2 estos depósitos dejan de presentar una arquitectura en lámina, observándose que está compuesta por una campo de formas de fondo durante el Pleistoceno superior (Figs. IV.17.H y IV.26 y Tabla IV.IV).

IV.3. ANÁLISIS ESTRATIGRAFICO DE LOS DEPÓSITOS DEL HOLOCENO

IV.3.1. Encuadre cronoestratigráfico de los depósitos del holoceno

Se ha realizado un análisis de radiocarbono, en el Laboratorio de Kiel (Alemania), de muestras tomadas de dos testigos de gravedad obtenidos durante la Campaña Anastasya’01/09.

Este análisis ha sido de gran interés para este trabajo de investigación puesto que ha permitido datar los sedimentos más recientes que se corresponden con las subunidades diferenciadas dentro de la unidad sísmica más reciente, unidad H.


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Figura IV.32. A) Calado del sondeo MD9923-36 en un perfil de 3.5 kHz localizado en el drift monticular elongado y separado de Faro-Albufeira; B) Calado del sondeo MD9923-41 en un perfil de TOPAS localizado en el drift laminar de Faro-Cádiz.


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En concreto se han datado muestras de los testigos ANAS’0121 y ANAS’0122 obteniéndose por primera vez las edades y por tanto el encuadre cronológico de las subunidades sísmicas más recientes depositadas en el talud medio del Golfo de Cádiz dentro del Holoceno (Fig. IV.33).

De esta manera se ha podido obtener la edad del techo de la unidad sísmica d1 (Younger Dryas) así como la edad de la unidad sísmica b2 (tránsito entre el Evento de Heinrich H6 al H5) (Fig. IV.33).

Además se ha realizado una correlación de varios de los testigos de gravedad ANAS localizados en el talud medio del Golfo de Cádiz (Fig. IV.14), entre los Sectores 4 y 3, con el techo de los testigos de gravedad MD, lo cual ha permitido diferenciar dos secuencias sedimentarias por encima de la unidad sísmica datada d1, que de base a techo son d21 y d22 , y que en el registro estratigráfico pertenecen a la unidad d2 (Fig. IV.34).

Las secuencias deposicionales d21 y d22 , quedan encuadradas dentro de los depósitos del Holoceno superior y atribuyéndoseles los periodos comprendidos entre el Younger Dryas, los aproximadamente 8 ka y la actualidad respectivamente (Fig. IV.34 y Tabla IV.II).

En detalle, se han podido correlacionar los depósitos arenosos del techo de cada secuencia (d21 y d22) con las dataciones realizadas en los testigos MD, pudiéndose observar que los depósitos arenosos de la secuencia d21 tienen una edad comprendida entre los 8/8.7 y 7.8/5 ka, y que los depósitos arenosos de la secuencia d22

se encuadrarían entre los 2.5/5 ka y la actualidad (Fig. IV.34).

IV.3.2. Caracterización litológica

Litología

En general la litología de estos depósitos Holocenos es predominantemente fangosa y/o fango arenoso con intercalaciones centimétricas de arenas finas fangosas (Fig. IV.34). No obstante, se ha podido observar que el techo de las secuencias sedimentarias presenta sedimentos con predominio de arenas finas (Fig. IV.34).

Espesor

Se ha podido realizar un estudio de las variaciones del espesor del techo de las secuencias sedimentarias d21 y d22 compuestas por arenas, de manera que se observa que este nivel arenoso en la secuencia sedimentaria d21 presenta valores medios de 30 cm en el drift monticular de Faro-Albufeira, aumentando hacia el drift laminar de Faro-Cádiz, así como hacia el Sector 3, excepto en aquellas zonas próximas a canales contorníticos, cuyo espesor es escaso o incluso nulo (Fig. IV.34).

Estos depósitos arenosos del techo de la secuencia sedimentaria d22 presentan un espesor medio en el drift monticular de Faro-Albufeira entorno los 10 cm, aumentando 1 m en el SE del drift laminar de Faro-Cádiz y observándose una disminución del espesor en las zonas próximas a los canales existentes en este área (Fig. IV.34).

IV.3.3. Estructuración estratigráfica

Estas secuencias sedimentarias se encuentran en la parte superficial del drift separado de Faro-Albufeira (Figs. IV.17.A, IV.18.A y IV.28.A y Tabla IV.IV), en el drift laminar de Faro-Cádiz (Figs. IV.17.E y IV.23 y Tabla IV.IV) y en la parte superficial de la unidad agradante por encima del drift monticular fósil (Figs. IV.17.F y IV.24 y Tabla IV.IV).


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Se puede observar que estas secuencias menores presentan el mismo comportamiento de apilamiento que las secuencias mayores ya descritas en el apartado anterior, es decir, se puede observar en la base de las secuencias sedimentarias niveles fangosos y a techo niveles arenosos con superficies irregulares de erosión (Fig. IV.34 y Tabla IV.IV).

V. Características estructurales regionales del margen…

201

V. CARACTERÍSTICAS ESTRUCTURALES REGIONALES DEL MARGEN Y SU INFLUENCIA EN EL DESARROLLO DE LOS DEPÓSITOS CONTORNÍTICOS

En los depósitos contorníticos desarrollados en el área de estudio se han determinado deformaciones en la arquitectura sedimentaria como consecuencia de la existencia de diversas estructuras tectónicas.

Los principales rasgos estructurales diferenciados en el talud continental del área de estudio son las siguientes:

• Edificios diapíricos aflorantes o no, aislados o formando parte de dorsales diapíricas • Fallas normales de salto vertical • Pliegues en anticlinal y/o sinclinal • Extrusiones de volcanes de fango • Alto del basamento acústico • Afloramiento del Banco del Guadalquivir

Este tipo de estructuras tectónicas puede afectar a las unidades sedimentarias más antiguas y no tener reflejo en el fondo marino o por el contrario sí tener expresión batimétrica sobre el fondo. Existen otras estructuras que afectan a unidades más recientes y que pueden igualmente tener o no su expresión en superficie del fondo.

A continuación se describe la influencia que los procesos tectónicos han tenido en la arquitectura y depósito de las distintas unidades contorníticas mostrándose los ejemplos de esta deformación en las figuras, las cuales se agrupan teniendo en cuenta los cinco sectores diferenciados en el talud medio, con el fin de facilitar la lectura de este capítulo.

V.1. EDIFICIOS DIAPÍRICOS SUBAFLORANTES O AFLORANTES

Depósitos del Cuaternario.

Los depósitos contorníticos cuaternarios están afectados por estructuras diapíricas subaflorantes y aflorantes, siendo la unidad sísmica QI la que presenta una mayor deformación frente a la observada en la unidad QII, y en concreto siendo las unidades sísmicas G y H las menos deformadas, en especial la H.

Los edificios diapíricos subaflorantes afectan la sedimentación de las unidades sísmicas QI y QII de las siguiente manera, dependiendo del sector y la zona estudiada:

– La zona SE de los Sectores 1 y 2 presenta niveles contorníticos basculados hacia el norte, con adelgazamientos de los depósitos hacia el sur y una configuración de los reflectores en onlap respecto a las estructuras diapíricas (Figs. V.1.B y C).

– En la zona oriental del Sector 3 se observan niveles basculados hacia el sur y norte, con adelgazamiento de las unidades hacia dichas estructuras diapíricas, y una configuración de los reflectores en onlap/offlap (Figs. V.2.B y C). Algunos de estos diapiros subaflorantes podrían formar una dorsal diapírica que se le ha denominado de dorsal de Doñana, localizada al norte de la dorsal de Guadalquivir, con una orientación NNE-SSO y que deforma los depósitos contorníticos de la unidad sísmica QI (Figs. V.2.A y D).


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En concreto en la zona oriental del drift monticular fósil aunque las unidades sísmicas desde la E a la G presentan en su conjunto una configuración interna progradante con terminación de los reflectores en downlap, no obstante se encuentran levemente basculadas hacia el sur por los diapiros subaflorantes descritos (Fig. V.2.B). La unidad sísmica H sin embargo presenta una terminación de los reflectores en onlap levemente deformada por dichas estructuras tectónicas (Fig. V.2.B).

– En la zona central del Sector 3, donde los depósitos de la unidad QI están basculados por la alta deformación producida por el diapirismo subaflorante, pero conservan una configuración interna de los reflectores en downlap/onlap (Fig. V.2.D). Los depósitos de la unidad QII están también basculados pero presentan en esta ocasión una terminación de los reflectores en onlap/offlap (Fig. V.2.D).

– En la zona occidental del Sector 3 se observa cómo la deformación es menor que en las zonas adyacentes dentro de este sector, con adelgazamiento de las unidades sísmicas hacia las estructuras diapíricas y una terminación de los reflectores en onlap/offlap (Fig. V.2.E).

– En la zona central y meridional del Sector 4 donde las unidades sísmicas convergen hacia las estructuras diapíricas observándose dentro de cada unidad terminaciones de los reflectores en onlap/offlap (Fig. V.3.B).

– En la zona oriental del Sector 4, en concreto dentro de los depósitos del drift mixto de Ayamonte, no existe una deformación importante debida a estas estructuras diapíricas subaflorantes, pero sí existe cierta deformación de la unidad sísmica QI, presentando una terminación de los reflectores en onlap (Fig. V.3.C).

– En el Sector 5, y en concreto en la zona NE del drift laminar de Sagres, la sedimentación contornítica presenta deformación asociada a estas estructuras diapíricas subaflorantes donde la mayor pendiente se localiza en la cara sur de la estructura (Fig. V.4.B). Existe adelgazamiento de las unidades sísmicas hacia estas estructuras con terminación de los reflectores en offlap/onlap (Fig. V.4.B).

En los depósitos contorníticos próximos a las dorsales de Cádiz y de Guadalquivir así como próximos a las estructuras diapíricas aflorantes aisladas, se produce, como rasgo general, un adelgazamiento hacia dichas estructuras de las unidades QI y QII, y en particular cabe destacar las siguientes características estructurales dentro de la sedimentación contornítica:

– En los Sectores 1 y 2 las unidades sísmicas buzan hacia el sur, con una configuración de los reflectores en onlap hacia estas estructuras diapíricas aflorantes que constituyen las dorsales de Cádiz y Guadalquivir, produciendo el basculamiento de los de las unidades sísmicas desde la A a la H, siendo esta última la menos deformada (Figs. V.1.B y C).

– En el Sector 3 las unidades sísmicas, dentro de los depósitos de drift monticular fósil, están basculadas hacia el sur y norte con una terminación de los reflectores en onlap/offlap en la unidad QI y en onlap en la unidad QII (Fig. V.2.C), y con una configuración de los reflectores de las unidades depositadas en el drift laminar deformado en onlap (Figs. V.2.D y E).

Al E de este sector las unidades se encuentran inclinadas hacia el S con una configuración interna de los reflectores en onlap como consecuencia de la deformación que generan los edificios diapíricos aflorantes aislados (Fig. V.2.C).

– En el Sector 4 las unidades sísmicas están basculadas hacia el sur y norte presentando una terminación de los reflectores en onlap/offlap (Figs. V.3.D y E). La unidad QII, y en especial la unidad más reciente, unidad sísmica H, está levemente deformada, presentando una terminación de los reflectores respecto a estas estructuras diapíricas en onlap (Fig. V.3.D).


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Depósitos del Pleistoceno superior.

En los perfiles de alta resolución de TOPAS se puede observar en detalle la deformación que ha sufrido esta unidad más reciente, H, perteneciente al periodo de tiempo comprendido entre el Pleistoceno superior y la actualidad.

No obstante, se quiere resaltar que la deformación de esta unidad es menor que la observada en las anteriores unidades sísmicas, lo cual confirma lo que ya se apuntaba a la escala de Sparker.

La deformación que producen los diapiros no aflorantes queda reflejada por el basculamiento y adelgazamiento de esta unidad hacia dichas estructuras y con una terminación de los reflectores en onlap (Figs. V.2.F y G).

Entre las dorsales de Guadalquivir y Cádiz especialmente cabe destacar hacia la parte occidental, la discontinuidad que constituye la base de la unidad H con terminación de los reflectores de las unidades infrayacentes en offlap (Fig. V.2.H). Esta unidad H en general se encuentra basculada y acuñada por estas estructuras diapíricas, produciendo la inclinación de los reflectores hacia el sur y norte, y una terminación de los mismos en onlap/offlap (Figs. V.3.F y G).

Las últimas deformaciones se reconocen en esta zona han sido fosilizadas por una unidad sísmica muy transparente observándose truncación de los reflectores de los depósitos infrayacentes, que por otra parte se encuentran basculados hacia el N (Fig. V.2.G).

V.2. FALLAS NORMALES DE SALTO VERTICAL

Se han descrito varias fallas normales de distinta naturaleza en algunos de los diferentes sectores diferenciados en el talud medio del Golfo de Cádiz:

Sector 3

– En la zona oriental, cabe destacar la presencia de un conjunto de fallas normales de pocos metros de salto vertical que afectan a toda la unidad QI y parte de la QII, que de manera general aparecen en la charnela de las estructuras anticlinales que afectan a los depósitos de la unidad sísmica QI y base de QII, asociados a edificios diapíricos (Fig. V.2.B, C y D).

– En la zona central el drift laminar que está desarrollado en este sector está deformado por varias fallas normales de pequeño salto vertical (menos de 25 m) y gran salto (hasta 40 m) (Fig. V.2.F).

– Hacia la zona occidental se puede destacar la presencia de un alto estructural con una extensa falla normal de unos 25 m de salto vertical y con una dirección ENE-OSO que afecta a toda la unidad H e infrayacentes y una terminación de los reflectores hacia el sureste en onlap/offlap (Fig. V.2.G).

Sector 4

Existen numerosas fallas normales de varios metros de salto vertical que afectan a toda la unidad QI y la parte más antigua de la unidad QII en la zona del drift mixto de Ayamonte (Fig. V.3.C), en el drift laminar de Faro Cádiz (Figs. V.3.D y K) y en el drift laminar de Albufeira (Fig. V.3.H).

Sector 5

En la zona oriental de este sector existen fallas en los bordes del encajamiento del cañón de Lagos observándose que se produce el hundimiento y basculamiento de las unidades sísmicas que componen las unidades QI y QII de los drifts laminares de Portimao y de Lagos (Fig. V.4.C y D).


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207

V.3. PLIEGUES EN ANTICLINAL / SINCLINAL

Los depósitos contorníticos forman pliegues en anticlinal/sinclinal asociados a edificios diapíricos aflorantes o subaflorantes. Como rasgo general observado se puede resumir que estas estructuras deforman con mayor intensidad los depósitos de la unidad QI que los de la unidad QII.

Dicha deformación se basa en el adelgazamiento de las unidades hacia los anticlinales y el engro-samiento de las mismas hacia los sinclinales, con una terminación de los reflectores en onlap/offlap hacia dichas estructuras. Se han descrito los siguientes rasgos particulares dentro de cada sector:

Sectores 1 y 2

Estas estructuras deforman los depósitos laminares desarrollados en estos dos sectores, con una configuración interna de los reflectores en onlap, especialmente observada en la unidad QI (Figs. V.1.B y C).

Sector 3

Este sector se caracteriza por presentar pliegues en anticlinal/sinclinal muy tendidos en la zona occidental (Figs. V.2.E, F y G) y de mayor ángulo en la zona oriental (Figs. V.2.B, C y D).

Se ha podido observar que dentro de la unidad más reciente, unidad sísmica H, la fósil de los reflectores respecto a estos pliegues es en onlap (Fig. V.2.F).

Sector 4

Dentro de este sector cabe destacar dos zonas:

– En la zona septentrional del drift laminar de Faro-Cádiz donde se desarrollan estructuras en anticlinal y sinclinal muy tendidas con fósil geométrica de los reflectores en onlap (Fig. V.3.D, F e I).

– En la zona septentrional del drift laminar de Bartolomeu Dias existe una estructura monoclinal que está afectando la sedimentación contornítica (Fig. V.3.J). La unidad QI está más afectada por esta estructura tectónica dentro de todo el depósito contornítico de esta zona, adquiriendo una configuración convergente hacia el monoclinal y terminaciones de los reflectores en onlap/offlap respecto a las discordancias que las delimitan (Fig. V.3.J).

– La unidad QII, sin embargo, está menos deformada presentando una geometría de los reflectores en onlap, y las unidades más recientes (G y especialmente H) están prácticamente sin deformar (Fig. V.3.J).

Sector 5.

– En el drift laminar de Portimao los depósitos contorníticos de la unidad QI están plegados por estructuras en anticlinal y sinclinal muy tendidas (Fig. V.4.C).

V.4. EXTRUSIONES DE VOLCANES DE FANGO

Existen múltiples extrusiones de volcanes de fango distribuidos por los Sectores 2, 3 y 4 y descritas por Somoza et al. (2003) y Díaz del Río et al. (2003), las cuales afectan a las dos unidades sísmicas QI y QII descritas en la sedimentación contornítica del área de estudio (Figs. V.1.A y C, V.2.A, C, V.3.A, D y K).


208

Generalmente en el contacto con el volcán se observan zonas de arrastre de los depósitos con ligero basculamiento de las unidades hacia el sur y truncación de los reflectores, mientras que en otros casos se producen procesos de subsidencia asociados a la expulsión de fango, o incluso simplemente el volcán puede atravesar la sedimentación contornítica sin producir deformación alguna de las unidades sísmicas, observándose únicamente truncación de los reflectores dispuestos horizontalmente a las estructuras (Figs. V.1.A y C, V.2.A, C, V.3.A, D y K) (Somoza et al., 2003; Díaz del Río et al., 2003).

V.5. ALTO DEL BASAMENTO ACÚSTICO

En las proximidades de la fosa de Lagos, concretamente al NO del drift monticular de Lagos, existe un levantamiento del basamento que produce basculamiento de la unidad sísmica QI, la cual presenta una fósil de sus reflectores en onlap respecto al alto estructural del basamento (Fig. V.4.E).

Los depósitos de la unidad QII se encuentran también levemente basculados por esta estructura tectónica, conservando sin embargo la configuración interna de los reflectores en downlap (Fig. V.4.E).

V.6. AFLORAMIENTO DEL BANCO DEL GUADALQUIVIR

En la zona meridional del drift laminar de Bartolomeu Dias, la unidad sísmica QI está muy deformada por el afloramiento del Banco del Guadalquivir (Fig. V.3.L). Las unidades sísmicas en contacto con esta estructura están basculadas hacia el norte, observándose terminaciones de los reflectores en offlap y onlap (Fig. V.3.L).

La deformación producida por esta estructura en la unidad sísmica QII es menor que la observada en QI (Fig. V.3.L), presentando una geometría de los reflectores en onlap (Fig. V.3.L).

Esta deformación junto con la generada por el monoclinal de Bartolomeu Dias, limitan la denominada cuenca de Bartolomeu Dias (Llave et al., 2001; Stow et al., 2002) (Figs. V.3.A y L).


209


210


211


212

VI. Modelo de estratigrafía secuencial en depósitos cotorníticos

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VI. MODELO DE ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL EN DEPÓSITOS COTORNÍTICOS

Las unidades sísmicas de mayor y menor resolución, identificadas mediante el análisis de Estratigrafía Sísmica a partir de perfiles de Sparker, han sido interpretadas desde un punto de vista secuencial y están formadas en un 90 % por un Cortejo Sedimentario Regresivo a la base y un Cortejo Sedimentario de Bajo nivel del mar a techo. Los Cortejos Transgresivos y de Alto nivel constituyen secuencias condensadas de alta resolución que están menos representadas en los perfiles de Sparker .

El desarrollo de las distintas facies contorníticas dentro de los cortejos sedimentarios se basa en el siguiente modelo:

– Facies progradantes y agradantes transparentes. Se desarrollan durante los cortejos transgresivos, de alto y regresivos relativos.

– Facies progradantes y agradantes reflectivas. Su desarrollo tiene lugar durante los cortejos regresivos y de bajo nivel del mar relativo.

– Superficie de erosión. La superficie de erosión por encima de las facies reflectivas se desarrolla en las mayores bajadas del nivel del mar dentro de los cortejos de bajo nivel del mar relativo.

Se ha llegado a este modelo secuencial como conclusión de los resultados obtenidos del análisis de los perfiles sísmicos, en especial de los registros de TOPAS, puesto que tienen una resolución suficiente para determinar la contribución en las secuencias deposicionales de cada cortejo sedimentario, ya que el transgresivo y alto suelen desarrollarse con un espesor de unos 5 m, que constituye el límite de la resolución del sistema sísmico Sparker. Por otro lado este modelo de estratigrafía secuencial ha estado apoyado por la correlación de las unidades sísmicas contorníticas desarrolladas en el talud medio con las secuencias deposicionales del talud superior (Hernández-Molina et al., 2002).

A continuación se describirá el desarrollo de las secuencias deposicionales y asociaciones de facies en función de la posición del nivel del mar, ya que los cambios climáticos/eustáticos son los que parecen haber tenido mayor influencia en las variaciones del patrón de circulación de la MOW desde el Plioceno hasta la actualidad (Chappell y Shackleton, 1986; Haq et al., 1987). La profundidad fluctuante de la MOW que lleva consigo el intermitente contacto con la morfología del fondo del talud continental (Kenyon y Belderson, 1973), unido al aporte sedimentario y a la tectónica del área, son los factores más importantes que se van a diferenciar dentro de cada intervalo del nivel del mar y el papel que juegan para cada ciclo eustático en la generación de las facies contorníticas.

VI.1. SECUENCIAS DEPOSICIONALES

Las unidades sísmicas, de mayor y menor resolución, identificadas en el registro sedimentario contornítico, atribuidas a cortejos sedimentarios, determinan la existencia de secuencias deposicionales compuestas.


214

VI.1.1. Secuencias deposicionales cuaternarias

Se ha podido determinar que los depósitos Cuaternarios se estructuran en secuencias de baja resolución, que a su vez están internamente compuestas de secuencias de media, alta y muy alta resolución (Tabla VI.1).

Estas secuencias se desarrollan de manera general durante un descenso del nivel del mar donde las discontinuidades que las limitan, desde la discontinuidad QD en la base hasta la MIS 6 y la actual superficie del fondo a techo, se atribuyen l final de los intervalos de bajo nivel del mar durante los cuales se desarrollan las diferentes superficies de erosión de alta reflectividad (Tabla VI.1 y Fig. VI.1).

Durante el periodo de tiempo comprendido entre el Pleistoceno inferior y el Pleistoceno medio, han acontecido grandes cambios climáticos/eustáticos globales modulados por ciclos simétricos de oblicuidad (de 41 ka), de baja amplitud (50 m), y que se han correlacionado con el depósito de Las secuencias deposicionales desde la A a la D, separadas por discontinuidades erosivas (QD, MIS 48,

SECUENCIAS DEPOSICIONALES Perfiles sísmicos de media y alta resolución (Sparker )

Secuencias de baja resolución:

3rd orden Secuencias de media resolución: 4º orden

SD

Menores (800 ka)

Mayores (400 ka)

Medias (200 ka)

Menores (100 ka)

H2 H H1

Hol Psup.

MIS 6 (135 ka)

G3 G2

Q4

G G1

MIS 12 (400 ka) F3 F2 F F1

MIS 16 (625 ka) E3 E2

QII

Q3

E E1

MPR o MIS 22 (900-920 ka) D

MIS 32 Q2 C

PLEI

STO

CEN

O m

edio

MIS 40B

MIS 48

QI

Q1 A

CU

ATE

RN

AR

IO

Pin

feri

or.

Límite Cuaternario (1.8 Ma)

Res

oluc

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a cr

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nte

41 k

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d 10

0 ka

Cic

los

Esce

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cida

d

Ciclos glaciares/interglaciares de mayor periodo

Do

min

io d

e lo

s ci

clo

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stát

ico

s/cl

imát

ico

s d

e al

ta a

mp

litu

d

RevoluciónPleistoceno Medio

Tabla VI.1. Secuencias deposicionales, y discontinuidades que las delimitan, descritas en los depósitos contorníticos cuaternarios del talud medio del Golfo de Cádiz.


215

MIS 40, MIS 32 y MPR, respectivamente) asociadas a los mínimos eustáticos más importantes que han tenido lugar durante este intervalo de tiempo.

Estas secuencias componen la secuencia de menor resolución QI la cual se desarrolla en la primera mitad del ciclo de 1.6 Ma, modulada por ciclos menores de 4º orden de aproximadamente 400 ka, que favorecen el desarrollo de secuencias menores que la componen como son: Q1 y Q2 y moduladas por ciclos de aproximadamente 200 ka (Tabla VI.1 y Fig. VI.1).

A partir del Pleistoceno medio se produce un cambio brusco a ciclos de excentricidad más largos (de 100 ka), y con fluctuaciones mayores (120-150 m) (Lowrie, 1986), y de carácter asimétrico (Hernández-Molina et al., 2000), donde el 90% del ciclo es de bajada del nivel del mar. Este gran cambio climático global se conoce como “Mid Pleistocene Revolution”, (MPR) y ocurrió hace unos 900-930 ka (Shackleton y Opdyke, 1973; Shackleton y Opdyke, 1977; Shackleton, 1987; Shackleton et al., 1990; Thunell et al., 1991; Berger y Wefer, 1992; Berger et al., 1994; Howard, 1997; Mudelsee y Statteger, 1997; Bassinot et al., 1997; Paillard, 1998; Zazo, 1999; Loutre y Berger, 1999; Schmieder et al., 2000; Durham et al., 2001; Venz y Hodell, 2002; Wang y Abelmann, 2002; Becquey y Gersonde, 2002), acompañado de una fuerte bajada del nivel del mar (Lowrie, 1986; Haq et al., 1987).

Después de la MPR los ciclos asimétricos de excentricidad han condicionado el desarrollo de la secuencia de menor resolución QII. Esta secuencia deposicional QII de unos 800 ka, se desarrolla en la segunda mitad del ciclo de 1.6 Ma, estando modulada por ciclos menores de 4º orden de entorno 400, 200, 100 ka y ciclos de 5º orden de unos 40 ka (Tabla VI.1 y Fig. VI.1).

En este contexto tiene lugar el desarrollo dentro de la secuencia QII de dos secuencias mayores (Q3 y Q4), así como de cuatro secuencias medias (desde la E a la H) y once secuencias menores (desde la E1 hasta la H2) (Fig. VI.1 y Tabla VI.1).

Figura VI.1. Esquema cronoestratigráfico con las secuencias deposicionales del talud y su relación con los cambios cíclicos del nivel del mar y con los estadíos isotópicos del Cuaternario. A) Índice Isotópico Plio-Cuaternario a partir del ODP Site 653 (Thunell et al., 1990); B) Secuencias deposicionales de 3er, 4º y 5º orden; C) Índice Isotópico Cuaternario a partir del ODP Site 806 (Berger et al., 1994). (Modificado de Hernández-Molina et al., 2002 y Llave et al., (2001).


216

SECUENCIAS DEPOSICIONALES Perfiles sísmicos de

alta resolución (Sparker)

Perfiles sísmicos de muy alta resolución (TOPAS)

Alta resolución: 4ºorden

Muy alta resolución:

5ºorden

Muy alta resolución: <5ºorden SD

Media (200 ka)

Menor (100 ka) 20 ka <15 ka

d22 3/5 kad2

d21 H

olo

cen

o

YD (10-11 ka)H2 d

d1 H2 (24 ka) c

H3 (32 ka) b4 H4 (39 ka) b3

H5 (40.7 ka) b2 H6 (57 ka)

b

b1 MIS 4 (65 ka)

a3 5b (85 ka) a2 5d (105 ka)

H

H1

a

a1

Plei

sto

cen

o s

up

erio

r

MIS 6 (135 ka)

CU

ATE

RNA

RIO

P m

edio

G G3

VI.1.2. Secuencias deposicionales del pleistoceno superior

En detalle la última secuencia H está compuesta por secuencias deposicionales menores de muy alta frecuencia como son: a, b, c y d (Fig. VI.2 y Tabla VI.2).

Estas secuencias deposicionales de muy alta resolución están influenciadas durante el Pleistoceno superior-Holoceno por los cambios climáticos/eustáticos controlados por el último ciclo asimétrico de 4º orden de 100 ka.

Tabla VI.2. Secuencias deposicionales, y discontinuidades que las delimitan, descritas en los depósitos contorníticos del Cuaternario superior del talud medio del Golfo de Cádiz.


217

Este último ciclo ha estado modulado por ciclos asimétricos de mayor frecuencia como son los ciclos de 5º orden de precesión de 22-23 ka (MIS 6 al MIS 2), y los ciclos de Heinrich de 10-15 ka, y los ciclos de 6º orden "p" de 4.5 ka (Fig. VI.2 y Tabla VI.2) (Hernández-Molina et al., 1994; Somoza et al., 1994, 1996, 1997; Lobo, 1995, 2000; Hernández-Molina et al., 2000).

Dentro de estos ciclos los Cortejos Regresivos y de Bajo nivel son los volumétricamente más importantes para el desarrollo de las secuencias deposicionales desde la a a la c, y aunque la secuencia d se deposite bajo condiciones de transgresión y de alto nivel, el desarrollo mayor de la secuencia tiene lugar en los Cortejos regresivos y de bajo (Fig. VI.2 y Tabla VI.2 ).

Figura VI.2. Esquema cronoestratigráfico con las secuencias deposicionales que componen la secuencia más reciente (H) y su relación con los cambios cíclicos del nivel del mar durante el Cuaternario superior.


218

VI.2 . DESARROLLO DE LAS SECUENCIAS DEPOSICIONALES EN RELACIÓN CON LOS CAMBIOS CLIMÁTICOS/EUSTÁTICOS

VI.2.1. Cortejo transgresivo

Durante el ascenso del nivel del mar se produce la instauración de un régimen transgresivo que conduce a la inundación de gran parte de la plataforma y la migración de los depocentros hacia dicha zona. En el talud se reduce la sedimentación, comenzando un período de condensación ya que el aporte sedimentario se va quedando atrapado cada vez más cercano a costa en la plataforma.

El ascenso del nivel del mar se produce de forma rápida pero con breves estabilizaciones que generan depósitos transgresivos durante el emplazamiento hacia tierra de la línea de costa. La progradación costera se desarrolla de forma preferente frente a las costas de Faro y en los sectores de la plataforma frente a los principales ríos (Fig. VI.3) (Lobo, 2000; Hernández-Molina et al., 2000; Lobo et al., 2002).

En el talud este contexto viene marcado por una disminución de la densidad de la MOW (Schönfeld y Zahn, 2000) por lo que esta masa de agua en el Golfo de Cádiz se localizaría a profundidades menores, Esta condición trae como consecuencia un menor contacto con el talud inferior pero un aumento de su influencia en el talud medio y superior (Fig. VI.3).

Durante este intervalo va adquiriendo mayor intensidad el núcleo inferior circulando a menores profundidades por el talud medio. Al interaccionar la masa de agua con la morfología del fondo se divide en varias ramas, siendo en este intervalo transgresivo el canal de Guadalquivir la vía principal de escape del flujo de la MOW (Fig. VI.3).

La corriente Noratlántica profunda (NADW) durante este intervalo transgresivo va adquiriendo mayor influencia debido al aumento tanto de su volumen como de su intensidad. Son numerosos los autores que consideran que en los intervalos transgresivos y de alto nivel del mar existe un aumento en el flujo de la NADW (McCave y Tucholke, 1986; Faugères et al., 1993; Dowling y McCave, 1993; Faugères y Stow, 1993; Howe et al., 1994; Howe, 1996; Stoker, 1998; Kuijpers et al., 1998).

Debido a que esta masa de agua se extiende por debajo de la MOW, es importante tener en cuenta en qué intervalos ejerce mayor relevancia sobre ésta. En la transgresión la NADW va extendiéndose sobre el talud medio del Golfo de Cádiz, obligando a la MOW a desplazarse a zonas de menor profundidad. Hay que tener en cuenta además que la sección que va quedando entre la NADW y el flujo atlántico de entrada a la cuenca Mediterránea cada vez es menor, y por lo tanto favorece un aumento en la intensidad de la MOW a su paso entre ambas masas de agua a profundidades cada vez menores.

el aporte sedimentario puntual que pueden ejercer los volcanes de fango en los intervalos de subida del nivel del mar es escaso, ya que sólo se generan durante las bajadas eustáticas. el bajo aporte generalizado hacia el talud unido al retrabajamiento de los materiales ya depositados en la etapa anterior por la mow (muy intensa a profundidades menores durante estos intervalos), hacen que se desarrollen, depósitos caracterizados por secciones condensadas (sierro et al., 1999). no obstante, el uniforme despegue de la mow como consecuencia de su disminución de contacto con el fondo a profundidades mayores, hace que los sedimentos que lleve en suspensión decanten, generándose unos depósitos de facies homogéneas que dan bajas reflectividades (Fig. VI.3).


219

VI.2.2. Cortejo de alto nivel

El final del ascenso del nivel del mar se corresponde con la estabilización del nivel del mar en una posición de inundación de gran parte de la plataforma y la migración del sistema deposicional del talud hacia tierra. Se configura en este intervalo una plataforma continental caracterizada por la existencia de una ambiente semiprotegido y con poca profundidad (Fig. VI.4).

Figura VI.3. Esquemas en los que se resume cómo se desarrollan las secciones condensadas de los depósitos contorníticos dentro del cortejo transgresivo.


220

En la plataforma tiene lugar el desarrollo de un depósito costero cuya progradación durante este intervalo quedó limitada al ambiente de la plataforma interna-media y sólo localmente los sedimentos alcanzaron el borde de la plataforma y progradaron sobre el talud superior, como en el sector de la plataforma aguas afuera de la desembocadura del estuario del Tinto-Odiel (Lobo, 2000) y frente al Guadalquivir (Gutiérrez-Mas et al., 1996) (Fig. VI.4). Este hecho estuvo controlado por la redistribución de los sedimentos finos a mayor profundidad que condicionó la existencia de una dinámica sedimentaria dirigida hacia el SE. Se desarrollan dos zonas de acumulación preferentes frente a las desembocaduras de los dos ríos más importantes del área de estudio, los ríos Guadiana y Guadalquivir (Fig. VI.4) (Lobo, 2000).

El desarrollo de estos depósitos estuvo también controlado por las morfoestructuras de la plataforma una vez que la línea de costa haya alcanzado su máximo desplazamiento hacia tierra. En este sentido cabe destacar que la presencia de los umbrales juegan un papel fundamental ya que habrían estado expuestos a la acción de los temporales y otros eventos energéticos favoreciéndose así los procesos de erosión y no-depósito (Lobo, 2000). Parte de este material erosionado puede ser capturado por la MOW, pero no deja de ser escaso, considerándose este cortejo un intervalo de desarrollo de secciones condensadas dentro de los depósitos contorníticos (Fig. VI.4).

Durante un alto del nivel del mar la densidad de la MOW disminuye y la corriente se hace más fuerte o tiene mayor contacto con el fondo a menor profundidad, haciéndose más importante la rama superior de la MOW en la circulación por el talud medio del golfo (Schönfeld y Zahn, 2000).

También cabe destacar en este intervalo que el flujo de la NADW cada vez es mayor e intenso (McCave y Tucholke, 1986; Faugères et al., 1993; Dowling y McCave, 1993; Faugères y Stow, 1993; Howe et al., 1994; Howe, 1996; Stoker, 1998; Kuijpers et al., 1998), influyendo en el desplazamiento de la MOW a zonas menos profundas. Sin embargo, debido a la disminución de sección que se produce entre la NADW y el flujo Atlántico la MOW se acelera aumentando su intensidad y efecto al interaccionar con el fondo.

Dentro de este contexto cabe destacar la mayor actividad que tiene el canal de Guadalquivir, el canal de Diego Cao y la fosa de Álvarez Cabral. En estas zonas es donde predominan los procesos erosivos (Fig. VI.4).

Como ocurría en el intervalo de transgresión, el bajo aporte sedimentario hacia el talud, unido al retrabajamiento de los materiales por la MOW, hacen que durante el intervalo de alto nivel del mar tengan lugar secuencias deposicionales caracterizadas por capas condensadas de poco espesor (Sierro et al., 1999) que cubre una extensa área a lo largo del talud continental (Fig. VI.4).

VI.2.3. Cortejo regresivo

Durante las bajadas del nivel del mar la línea de costa se va desplazando hacia la cuenca incrementándose el aporte sedimentario desde la plataforma al talud, de manera que este intervalo se considera como un periodo deposicional en el talud superior y medio.

Asociado al descenso glacio-eustático se producen incisiones fluviales en sectores específicos de la plataforma, como son el río Guadalete, Guadalquivir, Tinto y Odiel, Guadiana y Portimao, con el consecuente incremento en el aporte sedimentario al dominio costero y marino, favoreciéndose la progradación y edificación de la plataforma continental así como del talud (Lobo, 2000; Hernández-Molina et al., 2000). Este proceso de progradación se ve favorecido, en estos sectores de la plataforma, además por encontrarse parcialmente protegidos de la erosión marina como consecuencia de los promontorios determinados por el Umbral de Lagos, Tavira-Guadiana, Tinto y Odiel, Guadalquivir-Cádiz y Barbate (Fig. VI.5) (Lobo, 1996, 2000).


221

Figura VI.4. Esquemas en los que se resume cómo se desarrollan las secciones condensadas de los depósitos contorníticos dentro del cortejo de alto nivel.


222

Figura VI.5. Esquemas en los que se resume cómo se desarrollan la gran parte de las facies transparentes de los depósitos contorníticos dentro del cortejo regresivo.


223

Como consecuencia de la bajada del nivel del mar se produce el desplazamiento de los cinturones de corrientes hacia el borde de la plataforma y talud superior, a su vez provocando una redistribución parcial de los depósitos hacia el SE (Fig. VI.5) (Lobo, 2000).

Por tanto cabe destacar, en este intervalo de bajada del nivel del mar, el gran aporte sedimentario que proviene de procesos transversales y longitudinales de la plataforma, así como de la removilización de sedimentos como consecuencia de la interacción de la MOW con la topografía del fondo del Golfo de Cádiz. Esta gran cantidad de aporte sedimentario es transportada longitudinalmente por la MOW por el talud favoreciendo el mayor desarrollo de las secuencias deposicionales, las cuales durante este cortejo se caracterizan por presentar facies transparentes con intercalaciones reflectivas y con una configuración progrante en el drift monticular, adosado, mixto y agradante en el drift laminar (Fig. VI.5).

La masa de agua de la MOW durante la bajada del nivel del mar se vuelve cada vez más salina y densa, según estudios realizados por Thomson et al. (1999) y Schönfeld y Zahn (2000) para el último estadio interglaciar. Según estas características de la MOW, se va profundizando y ganando en zona de contacto con el fondo (Schönfeld y Zahn, 2000). En este contexto la MOW interaccionaría más, probablemente, con la compleja morfología del fondo marino y se encajaría a lo largo de los principales canales contorníticos generados a diferentes profundidades dentro del talud medio, produciéndose erosión de las secuencias deposicionales en los encajamientos de la MOW (a lo largo de canales, fosas y valles marginales) y removilización de sedimento y posterior sedimentación en las zonas de no encajamiento y al respaldo de los promontorios del fondo (Fig. VI.5).

En las sucesivas bajadas del nivel del mar los volcanes de fango se desestabilizan no sólo por los cambios de temperatura del agua sino por los cambios de presión como consecuencia de la carga hidrostática y litostática producida por el aporte sedimentario. Estas nuevas condiciones producen expulsiones de material fino a través del volcán cuyo material en suspensión también es tomado por la MOW y distribuido en las zonas adyacentes a estas estructuras dentro del talud medio, para contribuir en parte en el desarrollo de las secuencias deposicionales contorníticas de facies transparentes compuestas de material de tamaño de grano fino (Fig. VI.5).

VI.2.4. Cortejo de bajo nivel

Durante este cortejo el nivel del mar se estabiliza en una posición de bajo nivel viéndose sometida la plataforma a la exposición subaérea y por tanto a erosión. La incisión fluvial en la plataforma alcanza su máximo desarrollo durante este periodo lo cual aumenta su capacidad erosiva. Bajo estas condiciones, el aporte fluvial va directamente al talud (Lobo, 2000). Este alto aporte sedimentario transversal al margen desarrollaría de procesos turbidíticos y gravitacionales en el talud superior, favorecidos además por los elevados gradientes de pendiente (Fig. VI.6) (Lobo, 2000; Hernández-Molina et al., 2000).

Todo esto favorece la entrada de material sedimentario al dominio costero y marino situado en el borde de la plataforma. Este intervalo se considera como el de mayor aporte sedimentario de material de tamaño de grano grosero al talud superior y medio, y se atribuye a este intervalo el desarrollo de las facies reflectivas intercaladas con facies transparentes de las secuencias deposicionales (Fig. VI.6). Una vez llega este material a la zona del talud, es en parte retomado y transportado por la MOW. Durante los periodos de bajo del nivel del mar, se observa que la MOW tiene un especial efecto sobre el talud continental como consecuencia de los siguientes factores:


224

– La temperatura de la superficie del Mar Mediterráneo es más fría que actualmente y la salinidad media es mayor (Thiede, 1978; Thunell, 1979; Kennet, 1982; Thunell y Willians, 1989; Zahn et al., 1997). Durante las condiciones de invierno las condiciones climatológicas y oceanográficas favorecen los procesos de formación en la cuenca Mediterránea del Agua Levantina Intermedia (LIW Levantine Intermediate Water), que constituye el 90 % en la formación de la MOW, y del Agua Profunda (WMDW Western Mediterranean Deep Water) que contribuye en un 10 % en la formación de la MOW, y siendo las características de salinidad y temperatura muy altas en ambas masas de agua (Nielsen, 1912; Wust, 1960, 1961; Anati y Stommel, 1970; Bryden y Stommel, 1982, 1984; Lacombe, 1984). Además el aumento de la intensidad del sistema de vientos del oeste en el mar Mediterráneo durante estos intervalos fríos, en comparación con los cálidos, se ve acompañado de condiciones climáticas favorecidas por una evaporación del agua mayor en la cuenca Mediterránea, aumentando la formación MOW así como su aumento de densidad (Cacho et al., 2000).

– Esta combinación de cambio de temperatura y salinidad hace que la densidad de la masa de agua dentro del Mediterráneo aumente sobre aquellas existentes en un ambiente Atlántico (Zahn et al., 1987; Schönfeld, 1997).

– En estas condiciones de mayor salinidad y densidad, la MOW se caracteriza por tener un contacto con el fondo a mayores profundidades (Thomson et al., 1999; Shönfeld y Zahn, 2000). Por otro lado un intervalo de bajo nivel del mar conlleva una geometría más estrecha del Estrecho de Gibraltar disminuyendo la posibilidad de máximos en los volúmenes de salida (Bryden y Stommel, 1984; Zahn, 1997; Matthiesen y Haines, 1998). Sin embargo, el aumento de la producción y velocidad de la masa de agua mediterránea como consecuencia de un aumento en la evaporación dentro de la cuenca Mediterránea, compensa con creces la reducción de volumen de flujo en la menor sección del estrecho, y se produce un aumento de flujo de salida a través del estrecho en intervalos de bajo nivel del mar, llegando una gran cantidad de masa de agua Mediterránea al Golfo de Cádiz (Heezen y Johnson, 1969; Kennet, 1982; Stow et al., 1986; Zahn y Sarnthein, 1986; Vergnaud-Grazzini et al., 1986, 1989; Zahn et al., 1987; Grousset et al., 1988).

– En general la MOW, al tener mayor intensidad desde el estrecho, aumenta su capacidad de transportar material más grosero, que posteriormente se depositará en forma de contornitas de facies arenosas cuando dicha corriente vaya perdiendo intensidad. Son numerosos los autores que además describen el desarrollo de depósitos contorníticos arenosos en el talud continental del Golfo de Cádiz durante este intervalo (Fig. VI.6) (Vergnaud-Grazzini et al., 1989; van Weering et al., 1998; Thomson et al., 1999).

– Por otro lado es importante destacar el papel que juega la producción de la Corriente Noratlántica profunda (NADW), cuya masa de agua se forma en los mares de Groenlandia y Noruega, y circula desde el polo norte hacia el sur bordeando las costas americanas, y al llegar a los paralelos 40º N - 20ºN se produce una circulación ciclónica, de la cual se van escindiendo brazos que tienden hacia la derecha por la fuerza de Coriolis. Uno de esos brazos de la NADW se desvía de su trayectoria por la fuerza Coriolis para entrar por el sur del Golfo de Cádiz a profundidades entorno los 1500-400 m, influyendo en gran medida en el empuje que pueda ejercer sobre la MOW.

– Las características oceanográficas de la NADW también están influenciadas por los cambios climáticos/eustáticos considerándose que durante los periodos glaciares la producción de NADW disminuye o incluso cesa (Boyle y Keigwin, 1982, 1985/86, 1987; Curry et al., 1988; Duplessy et al., 1988; Charles y Fairbanks, 1992). Por tanto durante estos periodos glaciares la entrada en el golfo de esta masa de agua sería mínima o inexistente, dejando que la MOW se extienda por todo el


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talud medio y parte del inferior, mientras que por el contrario, durante los periodos interglaciares, como consecuencia del aumento en la producción de la NADW, ésta ejerce presión en forma de cuña por debajo de la MOW, favoreciendo el desplazamiento de la MOW a zonas de aguas más someras.

Figura VI.6. Esquemas en los que se resume cómo se desarrollan parte de las facies reflectivas de los depósitos contorníticos dentro del cortejo de bajo nivel.


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– Recientemente se están realizando numerosos estudios sobre la producción de la MOW, y en especial se han detenido en el estudio del paso entre el estadio isotópico 12 y el 11. Este cambio se ve reflejado en la producción de la NADW en la medida que se observa una producción escasa o nula durante el MIS 12 (periodo frío de bajada del nivel el mar brusca) mientras que durante el MIS 11 (periodo cálido y de subida del nivel del mar) la producción de NADW pasa a ser abundante (Berger, 1973; Peterson y Prell, 1985; Farrell y Prell, 1989; Raymo et al., 1990; Bassinot et al., 1994). Esta misma observación es tenida en cuenta también por Cacho et al. (2000) durante el máximo glacial y los eventos de Heinrich.

– Dentro de este contexto de una MOW más densa, más salina, más profunda, y con una mayor extensión e interacción con el fondo, es el núcleo inferior el que tiene más intensidad y relevancia frente al superior. Una vez que empieza a interaccionar con la compleja morfología del talud medio, aumenta la actividad de los canales contorníticos localizados a una mayor profundidad. La circulación secundaria también tiene gran importancia dentro de la circulación profunda, favoreciéndose el encajamiento de los valles marginales a sotavento de las dorsales diapíricas de Cádiz y Guadalquivir (Fig. VI.6).

Por otro lado el aporte sedimentario proporcionado puntualmente por los volcanes de fango es un proceso que adquiere su mayor importancia durante el nivel bajo del mar (Somoza et al., 2003), ya que en este cortejo las condiciones de presión y temperatura llegan a un valor máximo debido a la mayor profundización de la MOW y también se produce un máximo en la carga litostática En estas condiciones se produce una desestabilización del subsuelo que provoca descargas de material fino por expulsiones de fango de los volcanes submarinos que podría ser importante en el desarrollo de las secuencias deposicionales contorníticas adyacentes a estas estructuras (Fig. VI.6).

En la situación de mínimo eustático, se produce un importante evento hidrológico el cual generaría la superficie erosiva generalizada en el talud continental del Golfo por encima de las facies reflectivas y que delimita una secuencia deposicional de otra, como consecuencia de la gran intensidad y mayor extensión de la MOW sobre el fondo del talud medio y parte del talud inferior (Fig. VI.6).

VII. Evolución del sistema deposicional contornítico:

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VII. EVOLUCIÓN DEL SISTEMA DEPOSICIONAL CONTORNÍTICO: RECONSTRUCCIÓN PALEOGEOGRÁFICA Y PALEOCEANOGRÁFICA

El sistema deposicional contornítico del golfo de cádiz comienza a desarrollarse en el plioceno inferior-mioceno superior, tras la apertura del estrecho de gibraltar, en el messiniense, y el establecimiento del patrón de circulación de intercambio de masas de agua entre el océano atlántico y el mar mediterráneo (nelson et al., 1993).

en este trabajo se ha estudiado el sistema contornítico más reciente encuadrado dentro del cuaternario (díaz et al., 1985; maldonado et al., 1989; nelson et al., 1999). su evolución ha estado controlada por diversos factores característicos: las características fisiográficas del talud, la tectónica, los fenómenos de suspensión de sedimentos, los aportes sedimentarios, los procesos gravitacionales, las condiciones oceanográficas, así como el clima y las variaciones del nivel del mar. Las variaciones climáticas/ eustáticas y las variaciones oceanográficas, son los factores que mayor influencia han tenido a lo largo del cuaternario en el desarrollo de las secuencias deposicionales diferenciadas en estos cuerpos contorníticos del talud medio. Estos cambios han ejercido un papel fundamental en los aportes sedimentarios que llegan a la cuenca, en la generación de la capa nefeloide, en los procesos gravitacionales así como en los cambios en las características oceanográficas. Por otro lado, el factor tectónico ha sido también fundamental en el control de los cambios que se han producido en la arquitectura de las secuencias deposicionales.

En este capítulo se presenta la evolución del sistema deposicional contornítico para cada intervalo de tiempo en el que se ha observado un cambio importante en el sistema. Estos intervalos de tiempo analizados son los comprendidos entre: 1) Pleistoceno inferior - Pleistoceno medio, 2) Pleistoceno medio - Pleistoceno superior, 3) Pleistoceno superior - Holoceno. Para ello se ha realizado la reconstrucción paleogeográfica de los distintos depósitos contorníticos desarrollados, durante cada uno de los intervalos de tiempo establecidos, en distintos sectores del talud continental del área estudiada. De la misma manera, se ha realizado la reconstrucción paleoceanográfica teniendo en cuenta las variaciones paleogeográficas y los caracteres erosivos y estructurales del sistema deposicional. Para finalizar se ha realizado la reconstrucción paleoceanográfica del sistema para un ciclo eustático.

VII.1. EL SISTEMA DEPOSICIONAL CONTORNÍTICO DESDE EL PLEISTOCENO INFERIOR HASTA LA MITAD DEL PLEISTOCENO

VII.1.1. Reconstrucción paleogeográfica

Durante este primer intervalo de tiempo tuvo lugar el desarrollo de la secuencia deposicional QI y las secuencias menores que la componen, presentando características diferentes dentro de los distintos tipos de depósitos contorníticos desarrollados en los cinco sectores que se han descrito en el área de estudio:

VII.1.1.A. Sectores 1 y 2

En los Sectores 1 y 2 predominaba la erosión en las proximidades al Estrecho de Gibraltar y los depósitos contorníticos laminares en el resto de la zona (Fig. VII.1.A). Estos depósitos estuvieron afectados a lo largo


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del Pleistoceno inferior hasta la mitad del Pleistoceno por procesos de diapirismo, caracterizándose morfologías diapíricas aislados al sur, e importantes dorsales de dirección NE-SO (dorsales diapíricas de Cádiz y Guadalquivir) al norte (Fig. VII.1.A).

En la zona septentrional de estos sectores se produjo además erosión de los depósitos contorníticos en aquellas zonas que quedaban próximas al paso de la MOW encajada por el canal de Cádiz (Fig. VII.1.A).

VII.1.1.B. Sector 3

En la zona norte de este sector se ha cartografiado un extenso drift monticular elongado y separado que se ha denominado de Huelva-Guadalquivir, y que se extendía durante el Pleistoceno inferior hasta el Pleistoceno medio desde la dorsal diapírica de Guadalquivir hasta el borde meridional del Banco de Guadalquivir. Este depósito se localiza en el borde sur de una fosa contornítica denominada fosa de Guadalquivir (Fig. VII.1.A).

La fosa contornítica de Guadalquivir se encajaba al este de la dorsal de Cádiz, atravesando ésta y la dorsal de Guadalquivir (Fig. VII.1.A). Estos altos estructurales producían variaciones en la dirección de la fosa, la cual presentaba una orientación inicial ESE-ONO en su extremo oriental, gira bruscamente hasta disponerse según una dirección NE-SO (Fig. VII.1.A). Una vez superados los relieves de las dorsales vuelve a presentar una dirección ESE-ONO hasta la zona de depósitos laminares basculados, localizada al oeste del Sector 4, donde la fosa gira nuevamente y se dispone según una dirección NE-SO, bordeando el Banco de Guadalquivir. Una vez superado este último obstáculo retoma su dirección SE-NO hasta el final de su trayecto donde conecta con el cañón de Faro (Fig. VII.1.A).

La prolongación hacia la cuenca del drift monticular separado de Huelva-Guadalquivir lo constituía una extensa área donde se desarrollaba un drift laminar que ocupaba prácticamente todo el Sector 3. Estos depósitos se encontraban erosionados en aquellas zonas donde la MOW se encajaba a través de (Fig. VII.1.A):

a) Canales contorníticos. En concreto se ha cartografiado un canal denominado canal contornítico de Cádiz que se encajaba en la zona meridional de este sector, comenzando al este de la dorsal de Cádiz, bordeándola por el sur tanto a esta estructura como a la dorsal adyacente (dorsal de Guadalquivir), con una trayectoria sinuosa (Fig. VII.1.A). Una vez sobrepasadas las dorsales diapíricas el canal presentaba en su tramo final una dirección SE-NO (Fig. VII.1.A).

b) Valles marginales. Estos valles marginales se localizaban al norte de las dorsales diapíricas encajándose con una dirección NE-SO y erosionando los depósitos laminares del Sector 3 próximos a estas dorsales (Fig. VII.1.A).

Durante todo este intervalo de tiempo desde el Pleistoceno inferior hasta el Pleistoceno medio, las secuencias deposicionales se vieron afectadas por procesos diapíricos asociados a las intrusiones de las dorsales diapíricas de Guadalquivir y de Cádiz (Fig. VII.1.A) así como a estructuras diapíricas aisladas, dando lugar a depósitos plegados por estructuras en anticlinal/sinclinal, y fallas normales.

VII.1.1.C. Sector 4

A lo largo de la zona norte de este Sector 4, se ha cartografiado un drift monticular elongado y separado, que se extiende desde aproximadamente el meridiano 7º 10’ O hasta el 8º 30’ O, y que se ha denominado de Cádiz-Faro-Albufeira (Fig. VII.1.A). Este depósito se desarrollaba en el margen izquierdo de una fosa contornítica levemente sinuosa que se le ha denominado fosa de Álvarez Cabral, la cual se extendía a pie del talud superior, empezándose a encajar en el talud medio frente las costas que quedan comprendidas


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entre Huelva y el río Guadiana, hasta intersectar en el cañón de Portimao (Fig. VII.1.A). Este depósito así como la fosa se cartografían a partir de la unidad C desplazados levemente hacia el NO, quedando esta zona cubierta de un drift laminar.

Figura VII.1. A) Paleogeografía de los depósitos contorníticos principales diferenciados en el talud continental del Golfo de Cádiz durante el Pleistoceno inferior hasta el Pleistoceno medio; B) Paleoceanografía durante el Pleistoceno

inferior hasta el Pleistoceno medio.


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La prolongación hacia la cuenca de este tipo de depósito monticular, lo constituía una extensa área dominada por el drift laminar de Cádiz-Faro-Bartolomeu Dias (Fig. VII.1.A). Estos depósitos laminares se encontraban erosionados por:

a) En la zona meridional del Sector 4 por el encajamiento de la MOW a lo largo de la fosa contornítica de Guadalquivir, con una dirección ENE-OSO (Fig. VII.1.A).

b) En las zonas por detrás de las dorsales diapíricas por el encajamiento de la MOW a lo largo de los valles marginales, desarrollados con una dirección NE-SO (Fig. VII.1.A).

Durante este intervalo de tiempo las secuencias deposicionales que componen este sistema han estado deformadas por los procesos diapíricos, al este del sector, así como por el levantamiento del Banco de Guadalquivir, al oeste del sector (Fig. VII.1.A) generando estructuras en anticlinal/sinclinal así como fallas normales.

VII.1.1.D. Sector 5

En este sector se han cartografiado principalmente depósitos que formaban drifts laminares, como son, de este a oeste, los denominados: de Portimao, de Lagos, y de Sagres, y limitados por cañones submarinos (Fig. VII.1.A).

También se ha cartografiado un depósito que formaba un drift monticular elongado y separado al norte del margen de Lagos (Fig. VII.1.A). Este depósito tenía poca extensión, desarrollándose a lo largo de una fosa contornítica que se le ha denominado fosa de Lagos y que se encajaba a pie del talud superior de este margen con una dirección casi E-O (Fig. VII.1.A). Este depósito monticular estuvo controlado por un alto del basamento que por aquel periodo de tiempo existía al NO de la zona del depósito del drift (Fig. VII.1.A).

VII.1.2. Evolución

El sistema deposicional contornítico durante el Cuaternario se empieza a desarrollar por encima de una superficie erosiva que se ha denominado discontinuidad QD y la cual se correlaciona con una bajada del nivel del mar hace unos 1.6/1.8 Ma (Haq et al., 1987; Krantz, 1991).

El sistema deposicional contornítico del Golfo de Cádiz que se fue desarrollando desde el Pleistoceno inferior hasta el medio ha estado afectado por un estilo tectónico compresivo NNO-SSE, asociado a la convergencia de las placas Europea y Africana, y por la reactivación de estructuras previas con dirección ENE-OSO y NE-SO (Malod y Mougenot, 1979).

En las zonas adyacentes al Estrecho de Gibraltar la MOW circulaba a una velocidad muy alta y en el Golfo de Cádiz presentaba una dirección SE-NO por la influencia de la fuerza de Coriolis. Bajo estas condiciones la interacción de la MOW en la zona adyacente al Estrecho de Gibraltar iba originando superficies de erosión (al SE del Sector 1) debido al régimen muy turbulento de la corriente (Fig. VII.1.B).

Una vez que la MOW iba perdiendo velocidad en su trayectoria hacia el NO (Sectores 1 y 2), se iban generando depósitos contorníticos laminares como consecuencia de un régimen de circulación más tabular. Estos depósitos son sin-sedimentarios al levantamiento del basamento acústico en algunos sectores del área estudiada relacionados con la actividad tectónica y a procesos diapíricos (Fig. VII.1.B).


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Pasados los Sectores 1 y 2 la corriente seguía longitudinalmente hacia el NO interaccionando con una morfología del fondo muy irregular en el Sector 3. En esta zona la masa de agua se dividió en dos núcleos: el núcleo inferior y el núcleo superior.

• El núcleo inferior, que circulaba por el talud medio de este sector (Fig. VII.1.B), al interaccionar con las dorsales diapíricas de Cádiz y Guadalquivir del Sector 3, se dividió en dos ramas: una rama meridional, que circulaba por el sur de las dorsales, y otra rama septentrional que circulaba por el norte de dichas estructuras (Fig. VII.1.B).

• La rama meridional se encajó al E de la dorsal diapírica de Cádiz y desarrolló el canal de Cádiz (Fig. VII.1.B). Las estructuras diapíricas de Cádiz y Guadalquivir no sólo contribuyeron a la intensificación y el establecimiento de un régimen turbulento de la MOW, lo cual favoreció su encajamiento, sino que también estas estructuras contribuyeron en los cambios de la trayectoria de la rama meridional, la cual se veía obligada a pasar sucesivamente de una dirección SE-NO a NE-SO para sortear dichos obstáculos (Fig. VII.1.B).

• La rama septentrional constituía el canal de Guadalquivir, el cual empezaba a encajarse al este de la dorsal de Cádiz y una vez sorteada tanto esta dorsal como la adyacente, dorsal de Guadalquivir, tomaba una dirección NO-SE que levemente cambió a SE-NO a su paso por el emplazamiento del Banco del Guadalquivir (Fig. VII.1.B). Una vez bordeada la zona del banco, esta rama retomaba su orientación inicial SE-NO hasta que conectaba con el cañón de Faro, zona donde parte de la masa de agua circulaba transversalmente al talud (Fig. VII.1.B).

La corriente encajada en el canal de Guadalquivir erosionaba a su paso el margen derecho y depositaba los sedimentos que transportaba en su margen meridional. De este manera se generó el drift monticular, elongado y separado de Huelva-Guadalquivir en el margen izquierdo, por lo que antes del Pleistoceno medio, este canal constituía la fosa contornítica de Guadalquivir (Fig. VII.1.B). Desde el comienzo del Cuaternario hasta el Pleistoceno medio este sistema migró hacia el norte, produciéndose el desplazamiento tanto del eje de la fosa como de los depocentros en la misma dirección.

La prolongación hacia la cuenca de este drift monticular lo constituía el drift laminar del Sector 3, desarrollado donde el núcleo inferior de la MOW estaba extendido por el talud medio y se caracterizaba por presentar un régimen más tabular (Fig. VII.1.B). En esta zona la MOW barría una extensa área entre los canales de Guadalquivir y Cádiz, y como consecuencia de una disminución de la intensidad y energía de la corriente, se producía la descarga, de parte de los sedimentos que llevaba en suspensión, en forma de depósitos contorníticos en láminas.

Por otro lado, detrás de las dorsales diapíricas de Cádiz y Guadalquivir, en el flanco norte, tenía lugar el desarrollo de unos valles marginales donde la MOW se encajaba generando una circulación secundaria transversal al talud (Fig. VII.1.B). Estos valles se desarrollaban al norte de los obstáculos, donde una circulación muy turbulenta producía la erosión de los depósitos contorníticos laminares de las zonas próximas a las dorsales (Fig. VII.1.B).

En general los depósitos laminares desarrollados en el Sector 3 durante el Pleistoceno inferior-medio, eran sin-sedimentarios a la intrusión de las dorsales diapíricas, con zonas aflorantes y subaflorantes, así como a diapiros aislados, que daban lugar en su emplazamiento a geometrías en anticlinal/sinclinal así como fallas normales.

• El núcleo superior iba siguiendo el contorno del talud superior por el Sector 4 con una dirección NNO, hasta encontrarse con un cambio brusco en la dirección del talud frente a las costas de los ríos Tinto y Odiel, lo que propició la generación de un régimen muy turbulento


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que favoreció su encajamiento en esa zona para formar la fosa contornítica de Álvarez Cabral (Fig. VII.1.B).

Esta masa de agua iba bordeando la base del talud superior hasta desembocar en el cañón de Portimao con una dirección ENE-OSO. En su trayectoria el núcleo superior producía erosión en el eje de la fosa y en el margen derecho (sobre los materiales depositados en el talud superior). En el margen izquierdo se desarrollaba el drift monticular, elongado y separado de Cádiz-Faro-Albufeira localizado en el talud medio, en la zona septentrional de este Sector 4 con una dirección ENE-OSO (Fig. VII.1.B).

El desarrollo desde el Pleistoceno inferior hasta el Pleistoceno medio del drift monticular produjo un desplazamiento del eje de la fosa contornítica hacia el norte del sector y los depocentros se iban trasladado hacia el NE.

Por otra parte la influencia de las dorsales diapíricas, en continua actividad, unido a una subida del nivel del mar, provocaron variaciones en el punto de encajamiento de la fosa contornítica, comenzando levemente desplazada hacia el NO con respecto al comienzo del Cuaternario, y por tanto esto se tradujo en cambios de localización del drift monticular de Cádiz-Faro-Albufeira, el cual se fue depositando con el paso del tiempo cada vez más hacia el NO respecto de su posición inicial.

La prolongación del drift monticular, elongado y separado de Cádiz-Faro-Albufeira hacia la cuenca lo constituía una extensa zona de drift laminar de Cádiz-Faro-Bartolomeu Dias donde la MOW presentaba un régimen más tabular que favoreció una sedimentación laminar una vez que la corriente iba perdiendo intensidad (Fig. VII.1.B).

La zona oriental de estos depósitos laminares estaba afectada por procesos diapíricos aflorantes y no aflorantes, desarrollándose estructuras anticlinales y sinclinales y fallas normales, donde las secuencias deposicionales son sin-sedimentarias a dichas estructuras. Los depósitos de la zona SE estuvieron afectados por las dorsales diapíricas de Cádiz y Guadalquivir las cuales en algunas zonas llegaron a atravesar la sedimentación contornítica, y en otras zonas, donde las dorsales eran subaflorantes, los depósitos presentaban deformaciones con estructuras en anticlinal/sinclinal (Fig. VII.1.B).

Por otro lado, la zona occidental de estos depósitos contorníticos laminares estuvo afectada: a) al SO por el levantamiento del Banco de Guadalquivir, y b) al NO por una estructura monoclinal (Fig. VII.1.B). Estas dos estructuras tectónicas produjeron una zona subsidente entre ambas de gran importancia durante el Cuaternario, donde las secuencias deposicionales son simultáneas al desarrollo y levantamiento de dichas estructuras.

Una vez sobrepasado el Sector 4, parte de la masa de agua del núcleo superior se encajaba por el cañón de Portimao, y otra parte continuaba circulando a lo largo de la base del talud superior del Sector 5 (Fig. VII.1.B).

Esta masa de agua se encajaba nuevamente en un tramo corto localizado al norte del margen de Lagos, como consecuencia de un aumento de la turbulencia generada por la interacción de la MOW con un afloramiento del basamento (Fig. VII.1.B). Este encajamiento da lugar a la fosa contornítica de Lagos (Fig. VII.1.B). La circulación de la MOW a lo largo de esta fosa daba lugar a procesos de erosión en el borde del talud y el depósito del drift monticular, elongado y separado de Lagos en el margen izquierdo (Fig. VII.1.B).

La prolongación de este drift monticular, elongado y separado de Lagos, así como el resto de zonas del Sector 5, lo constituía una extensa área de depósitos de drift laminar, desarrollados debido a la influencia del núcleo superior de la MOW circulando sin encajarse, y caracterizado por un régimen tabular (Fig. VII.1.B). Este tipo de depósitos estaba dividido en varias zonas como consecuencia del


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encajamiento de los cañones submarinos, definiéndose los depósitos contorníticos del drift laminar de Portimao, de Lagos y de Sagres.

VII.2. EL SISTEMA DEPOSICIONAL CONTORNÍTICO DESDE LA MITAD DEL PLEISTOCENO HASTA EL PLEISTOCENO SUPERIOR


Durante este intervalo de tiempo se depositó parte de la secuencia deposicional QII, en concreto se desarrollaron las secuencias deposicionales desde la E a la G, presentando características diferentes dentro de los cinco sectores diferenciados en el talud continental del área de estudio:


En estos sectores se ha cartografiado, para este intervalo de tiempo, erosión en las zonas próximas al Estrecho de Gibraltar y depósitos que constituían un extenso drift laminar en el resto de la zona (Fig. VII.2.A).

Estos depósitos de drift laminar estuvieron levemente deformados por procesos de diapirismo aislados, así como por las dorsales diapíricas de Cádiz y Guadalquivir en la zona septentrional, y erosionados también en esta zona septentrional por el paso de la MOW encajada a lo largo del canal de Cádiz (Fig. VII.2.A).

VII.2.1.B. Sector 3

En este tercer sector se han cartografiado dos tipos de drifts:

– Se ha reconstruido un drift monticular elongado y separado que se le ha denominado de Huelva y que estuvo localizado entre la dorsal diapírica de Guadalquivir y la dorsal diapírica de Doñana (Fig. VII.2.A). Se desarrollaba a lo largo del margen sur de la fosa de Huelva (Fig. VII.2.A). La fosa de Huelva se localiza al este de la dorsal diapírica de Cádiz, atravesando ésta y la dorsal adyacente de Guadalquivir, con una trayectoria sinuosa. Una vez sobrepasadas ambas dorsales, la fosa presentaba una dirección ESE-ONO hasta su tramo final al este de la dorsal de Doñana (Fig. VII.2.A).

– La prolongación hacia la cuenca de este drift monticular lo constituía una extensa área compuesta de depósitos contorníticos laminares (Fig. VII.2.A).

Se ha reconstruido un canal sinuoso denominado canal contornítico de Cádiz, que erosionaba los depósitos laminares de la zona sur de este Sector 3 (Fig. VII.2.A). Este canal se encajaba en la zona SE de la dorsal de Cádiz, bordeaba esta estructura y la adyacente, la dorsal de Guadalquivir, con una trayectoria muy sinuosa caracterizada por cambios de dirección de SE-NO a NE-SO (Fig. VII.2.A). Una vez sobrepasada toda esta zona tan irregular del fondo el canal tomaba una dirección longitudinal al margen hasta su final, en la zona NO de este sector (Fig. VII.2.A).

En la zona septentrional de este Sector 3 se ha cartografiado un segundo canal contornítico, que se ha denominado canal de Guadalquivir, y que estaba localizado entre la dorsal de Doñana y el flanco meridional del Banco del Guadalquivir, y erosionaba los depósitos laminares de este Sector 3 adyacentes a él (Fig. VII.2.A).


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Figura VII.2. A) Paleogeografía de los depósitos contorníticos principales diferenciados en el talud continental del Golfo de Cádiz durante el Pleistoceno medio hasta el Pleistoceno superior; B) Paleoceanografía durante el

Pleistoceno medio hasta el Pleistoceno superior.

Este canal presentaba una dirección en su tramo inicial NE-SO bordeando los depósitos basculados del Sector 4 y el afloramiento del Banco de Guadalquivir. Una vez que bordea estos relieves estructurales aflorantes tomaba una dirección SE-NO en su tramo final hasta conectar con el cañón de Faro (Fig. VII.2.A).


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Además de la erosión de los depósitos laminares por las fosas, canales y también por los valles marginales, cartografiados éstos últimos al norte de las dorsales diapíricas descritas en este Sector 3 (Fig. VII.2.A), los depósitos contorníticos estuvieron deformados como consecuencia de sucesivos levantamientos de las dorsales de Cádiz, Guadalquivir y Doñana, así como por procesos de diapirismo aislados (Fig. VII.2.A).

VII.2.1.C. Sector 4

Se han cartografiado tres tipos de drifts contorníticos dentro de este Sector 4:

– Drift mixto: Que se localizaba en la zona NE, a la base del talud superior, entre los meridianos 7º 10' O y 7º 30' O, y que se ha denominado drift mixto de Ayamonte (Fig. VII.2.A). Estos depósitos estuvieron levemente afectados por procesos diapíricos no aflorantes.

– Drift monticular elongado y separado: Cartografiado en la zona septentrional, limitado por el drift mixto al este y por el cañón de Portimao al oeste (Fig. VII.2.A). Se ha denominado drift monticular elongado y separado de Faro-Albufeira y se extendía a lo largo del margen meridional de la fosa contornítica de Álvarez Cabral, ambos con una extensión menor que en periodo de tiempo comprendido entre el Pleistoceno inferior al Pleistoceno medio (Fig. VII.2.A).

– Drift laminar: Se localizaba por todo el Sector 4 como prolongación hacia la cuenca de los depósitos del drift mixto y del drift monticular (Fig. VII.2.A). Estos depósitos laminares, en general, se encontraron levemente afectados al SE por las dorsales diapíricas de Cádiz y Guadalquivir y por estructuras diapíricas aisladas, al NO levemente afectado por un monoclinal y al SO por el levantamiento del Banco de Guadalquivir (Fig. VII.2.A). La zona meridional los depósitos laminares estuvo erosionada en parte por la fosa de Huelva, el canal de Guadalquivir, así como por los valles marginales desarrollados estos últimos al norte de las dorsales diapíricas (Fig. VII.2.A).

VII.2.1.D. Sector 5

Dos tipos de drifts han sido determinados dentro de este Sector 5 para este intervalo de tiempo:

– Drift monticular elongado y separado: Se han descrito dos drifts monticulares: a) al norte de la zona de Lagos, b) en la zona septentrional de Sagres, en el comienzo del talud superior (Fig. VII.2.A). Ambos se desarrollaron en el margen izquierdo de una fosa contornítica, que para el primer caso se ha denominado fosa de Lagos, y para el segundo fosa de Sagres (Fig. VII.2.A). El drift monticular de Lagos estuvo levemente afectado por el levantamiento del basamento al NO del margen de Sagres (Fig. VII.2.A).

– Se han diferenciado tres depósitos de drift laminar separados por los cañones submarinos de este sector: Drift de Portimao, Sagres, y de Lagos (Fig. VII.2.A).

VII.2.2. Evolución

Tras la Revolución de Mitad del Pleistoceno (MPR) el patrón de circulación cambió considerablemente no sólo por el cambio climático importante que hubo a partir de los 900 ka, sino también por la actividad tectónica, que principalmente produjo una reactivación del diapirismo existente en la zona de estudio, lo cual condicionó una nueva circulación de la MOW.

Durante el periodo comprendido desde el Pleistoceno medio hasta el Pleistoceno superior el régimen compresivo fue más débil y difuso (Malod y Mougenot, 1979), sin embargo, durante los periodos comprendidos entre los 740-450 y los 295-225 ka el régimen compresivo se intensificó (Rodero et al.,


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1999). Esto se ve reflejado en la zona de estudio por las diferencias en el desarrollo del sistema deposicional contornítico observadas en los distintos sectores diferenciados dentro del talud medio.

En los Sectores 1 y 2 durante el periodo de tiempo comprendido entre el Pleistoceno medio hasta el Pleistoceno superior, se siguió observando que cuando la corriente Mediterránea entraba en el Golfo de Cádiz a velocidades tan altas y con una dirección SE-NO, influenciada por Coriolis, presentaba un régimen turbulento en las proximidades al Estrecho de Gibraltar que favorecía la formación de superficies de abrasión (Fig. VII.2.B).

Conforme la MOW iba perdiendo intensidad y el régimen pasaba a ser más tabular, se formaban depósitos contorníticos laminares hacia las zonas del norte y oeste (Fig. VII.2.B).

Se ha podido observar variaciones en la arquitectura sedimentaria del área estudiada, estando los depósitos contorníticos laminares más deformados antes de la discontinuidad MPR, que después. No obstante, las secuencias deposicionales dentro de este intervalo se siguen depositando simultá-neamente a la reactivación o desarrollo de las estructuras tectónicas, representadas en estos sectores por altos del basamento y diapiros aislados que producen estructuras en anticlinales y sinclinales, así como fallas normales.

Cuando la MOW, que seguía circulando longitudinalmente al talud continental, interaccionaba con la morfología irregular dominante del fondo submarino en el Sector 3, la masa de agua se dividía en dos ramas: núcleo inferior y núcleo superior (Fig. VII.2.B):

• El núcleo inferior interaccionaba con las dorsales diapíricas de Cádiz y Guadalquivir y se dividía a su vez en dos ramas: rama meridional y rama septentrional.

– La rama meridional interaccionaba con la parte sur de las dorsales diapíricas y empezaba a encajarse por un aumento en la intensidad y turbulencia de la MOW, generándose en esta zona sur del Sector 3 el canal de Cádiz.

– La rama septentrional interaccionaba con la zona norte de las dorsales diapíricas y se formaba en ese contexto de mayor intensidad y turbulencia el canal de Guadalquivir.

Estos canales, respecto al intervalo anterior comprendido entre el Pleistoceno inferior y medio, estaban desplazados hacia el sur debido al levantamiento de las dorsales diapíricas que da lugar también a que las trayectorias de los canales sean más sinuosas que anteriormente (Fig. VII.2.B).

Como se ha mencionado anteriormente, se produjo una intensificación del régimen compresivo que dio lugar a la reactivación de la dorsal de Doñana, lo cual contribuyó a un cambio en la circulación de la rama septentrional a su paso por ella (Fig. VII.2.B). A su vez, esta fase de deformación dio lugar al levantamiento del Banco del Guadalquivir, que afloraba en la zona SO del Sector 4, y que generó una zona elevada al oeste de los depósitos laminares de dicho sector (Fig. VII.2.B).

La reactivación y elevación de estas dos estructuras tectónicas distorsionó el recorrido de la MOW dando lugar a zonas en las proximidades a estas estructuras, donde la velocidad de la rama inferior se intensificó y el régimen laminar pasó hacer turbulento, provocando el encajamiento y la formación de un canal con una trayectoria muy sinuosa, la cual si se compara con la trayectoria meandriforme de un río, en la zona que antes se desarrollaba el drift monticular ahora se correspondería con una zona en la que predomina la erosión y no depósito (Fig. VII.2.B). Todo ello condicionó que dentro del sistema deposicional contornítico se observara un cambio importante en la arquitectura donde no sólo se produjo la interrupción del desarrollo del drift monticular de Huelva-Guadalquivir, sino que éste pasó a ser en parte laminar (Fig. VII.2.B).


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Después de la MPR se puede observar que continúa el desarrollo de un depósito monticular elongado y separado en la zona oriental de este sector, el drift de Huelva, pero no así en la zona occidental, como se había podido observar hasta antes de la MPR (Fig. VII.2.B). El drift de Huelva se seguía desarrollando por el encajamiento de la rama septentrional, muy turbulenta e intensa en la zona de las dorsales diapíricas que producían un aumento en la capacidad erosiva, dando lugar a que la MOW se encajara formando la fosa de Guadalquivir. A lo largo de esta fosa se producía erosión en el margen derecho (en los depósitos laminares del Sector 4) y el depósito del drift monticular en el margen izquierdo (Fig. VII.2.B), observándose una traslación de los depocentros de las secuencias deposicionales desde la más antigua a la más reciente hacia el norte, condicionadas por el propio relieve que iba adquiriendo el drift separado en su crecimiento. Y el progresivo desmantelamiento del margen derecho de la fosa

Hacia el oeste del Sector 3, concretamente entre la dorsal de Doñana y el Banco del Guadalquivir se empezó a depositar, después de la MPR, un drift laminar, que constituía la prolongación hacia la cuenca del drift monticular de Huelva, donde la MOW presentaba un régimen más tabular (Fig. VII.2.B).

Otro cambio en la arquitectura del sistema deposicional contornítico se debió a la deformación de las secuencias deposicionales por causas tectónicas. En este sentido el emplazamiento de las dorsales diapíricas sigue deformando las secuencias deposicionales, las cuales se desarrollaron durante este intervalo simultáneamente a estas estructuras, pero se puede observar que esa deformación fue menos intensa después de la discordancia MPR. No obstante, también se generaron estructuras anticlinales y sinclinales asociadas a las intrusiones diapíricas.

También asociada a estas dorsales diapíricas se produjo la génesis de valles marginales, por un aumento de turbulencia e intensidad de la rama inferior detrás de dichos altos estructurales. Se generó una circulación secundaria transversal al talud que provocó la erosión de los depósitos laminares próximos a ellas (Fig. VII.2.B).

• El núcleo superior, que circulaba siguiendo la base del talud superior, modificó sus condiciones de flujo respecto del periodo de tiempo anterior, debido a variaciones en la dirección e intensidad de la masa de agua por influencia (Fig. VII.2.B). Esta nueva fase se ha constatado en: 1) el levantamiento diferencial de las dorsales de Cádiz y Guadalquivir que generaron cambios en la sección entre estas estructuras y el talud superior, y 2) en una fase de levantamiento del basamento en la plataforma frente las costas de Cádiz desde los 740 hasta los 450 ka (Rodero et al., 1999).

Esta actividad tectónica, intercalada con etapas de inactividad, influyó en el desarrollo y evolución del drift mixto de Ayamonte al NE del sistema contornítico desarrollado en el talud medio del Sector 4. Este tipo de depósito se desarrolló como consecuencia de cambios en la distribución del núcleo superior, dependiendo de que esta masa de agua se encajase o no sobre la base del talud superior.

El que se produjera el encajamiento del núcleo superior antes o después de como se observa actualmente, dependería de las fluctuaciones del nivel del mar así como de la sección que quedara entre el talud superior y las dorsales del Sector 3 (Fig. VII.2.B). En este sentido si se producía una fase de deformación en la plataforma y dorsales, se estrechaba la sección entre el talud superior y medio, y si además el nivel del mar estaba bajo, la rama superior, a su paso por esta zona, tendería a intensificarse y a desplazarse hacia la cabecera del talud superior, produciéndose así un encajamiento de la fosa de Álvarez Cabral con anterioridad a aquellos intervalos en los que la sección fuese mayor, ya fuera por no existir fase de deformación o porque el nivel del mar no estuviese tan bajo.


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A lo largo de la fosa de Álvarez Cabral el régimen fue muy turbulento, y se produjo erosión en el talud superior y el depósito del drift monticular, elongado y separado de Faro-Albufeira en el talud medio, que se extendía longitudinalmente por el norte del Sector 4 hasta el cañón de Portimao (Fig. VII.2.B). Los depocentros de este drift se desplazaron hacia el SO respecto a la disposición que tenían antes de la MPR, como consecuencia de una bajada fuerte del nivel del mar durante la MPR que produce un desplazamiento de la rama superior hacia el S. Posteriormente, los depocentros de las secuencias deposicionales migraron hacia el NE como consecuencia del desarrollo del drift monticular, el cual presentaba un relieve cada vez mayor.

La prolongación hacia la cuenca de estos depósitos, de tipo monticular y mixto, lo constituyó el drift laminar de Cádiz-Faro-Bartolomeu Dias (Fig. VII.2.B), desarrollado donde el núcleo superior de la MOW era más tabular. Este sistema deposicional del Sector 4 fue basculado por el levantamiento producido del Banco de Guadalquivir al SO y por la existencia de intrusiones diapíricas en el SE (Fig.-VII.2.B). La zona más subsidente se localizaba en la parte central de este drift estando controlada fundamentalmente por el levantamiento del Banco del Guadalquivir, que concentraba la sedimentación contornítica en esa parte del sistema.

Dentro del Pleistoceno medio cabe destacar que no sólo la discontinuidad MIS 12 fue importante dentro del sistema deposicional contornítico por asociarse a un nuevo cambio climático brusco, sino que además se produjo una fase de deformación muy próximo a esta edad, entre los 295-225 ka BP, en el que se observó una intensificación del esfuerzo compresivo (Rodero, 1999). Esta última fase de deformación dentro del Pleistoceno medio, produjo un levantamiento del basamento en la zona meridional del Golfo de Cádiz que indujo posteriormente una fase erosiva importante (Rodero, 1999) y a un cambio en la disposición de las dorsales diapíricas del Sector 3.

En el registro sedimentario esta fase de deformación se vio reflejado fundamentalmente en un cambio en la evolución de la secuencia deposicional G dentro del sistema contornítico de la zona NE del Sector 4. Se puede observar que a partir de la secuencia G3 se desarrolló un drift adosado en las proximidades de la fosa contornítica de Álvarez Cabral, concretamente antes de su encajamiento (Fig. VII.2.B).

Este cambio de la arquitectura de los depósitos contorníticos en esta zona estuvo condicionado por un cambio en la trayectoria de la rama superior, que fue debido a una disminución en la sección entre las dorsales diapíricas y el talud superior. Estas condiciones pudieron obligar a la corriente a restringir su camino y circular por zonas más someras, y así generar una superficie de erosión en la cabecera del talud superior, que posteriormente se rellenó con depósitos contorníticos formando el drift adosado.

Parte de la masa de agua del núcleo superior, una vez sobrepasado el cañón de Portimao, se encajaba por el cañón, pero otra parte seguía circulando longitudinalmente por la base del talud superior del Sector 5, hasta interaccionar con un alto del basamento en el NE del margen de Lagos (Fig. VII.2.B). Este obstáculo generó en el núcleo superior un flujo turbulento del cual se escindieron dos brazos: a) un brazo que circuló por la cabecera del talud superior y generó la fosa de Sagres; b) un segundo brazo que siguió circulando por la base del talud superior y generó la fosa contornítica de Lagos (Fig. VII.2.B). A lo largo de estas dos fosas contorníticas el núcleo superior iba erosionando a su paso los depósitos del margen derecho y generando, en el margen izquierdo, los drift monticular elongado y separado de Lagos y de Sagres respectivamente (Fig. VII.2.B).

En general el Sector 5 estuvo constituido por depósitos de drift laminar donde el núcleo superior de la MOW presentaba un flujo más tabular. Estos depósitos estaban divididos en tres zonas: drift laminar de Portimao, de Lagos y de Sagres, limitados por la red de cañones submarinos que se encajaban en este sector (Fig. VII.2.B).


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VII.3. EL SISTEMA DEPOSICIONAL CONTORNÍTICO DESDE EL PLEISTOCENO SUPERIOR HASTA LA ACTUALIDAD


Dentro de este intervalo de tiempo se desarrolló la secuencia deposicional H, presentando características peculiares en cada sector diferenciado en el área de estudio:


En el Sector 1 se desarrolló una superficie de abrasión de dirección SE-NO en la zona próxima a la salida del Estrecho de Gibraltar (Fig. VII.3.A). Hacia el norte se ha podido cartografiar una extensa zona de campos de ondas de arena y de dunas atravesados por pequeños surcos erosivos de dirección SE-NO (Fig. VII.3.A).

En el Sector 2 se han cartografiado formas de fondo con direcciones variables y de carácter asimétrico, que constituyen un gran lóbulo sedimentario, desarrollado adyacente a los depósitos anteriormente descritos (Fig. VII.3.A).

Estos depósitos están atravesados por varios surcos erosivos de dirección NE-SO, destacando uno de mayor extensión y que lleva por nombre surco Gil Eanes (Fig. VII.3.A).

Todos estos depósitos en general se encuentran afectados por procesos de diapirismo aislados, y además están atravesados por múltiples extrusiones de volcanes de fango dispersas mayoritariamente por el Sector 2 (Fig. VII.3.A).

VII.3.1.B. Sector 3

Dentro de este sector se ha podido observar una extensa área compuesta de depósitos contorníticos de tipo drift laminar deformado y/o muy deformado por los procesos diapíricos como dorsales diapíricas de Guadalquivir y Cádiz, diapiros aislados aflorantes y no aflorantes y también afectados por diversas extrusiones de volcanes de fango (Fig. VII.3.A).

Se han cartografiado cinco canales contorníticos que atravesaban este sistema deposicional contornítico como son, de sur a norte: Cádiz, Guadalquivir, Gusano, Huelva y Diego Cao, así como varios valles marginales que erosionaban las zonas de drift laminar detrás de las dorsales diapíricas de Cádiz y de Guadalquivir (Fig. VII.3.A).

– El canal de Cádiz se localiza al sur de las dorsales diapíricas anteriormente descritas, presentando una trayectoria muy sinuosa con cambios bruscos de dirección de NE a SO por la zona dominada por las dorsales diapíricas de Cádiz y Guadalquivir (Fig. VII.3.A).

– El canal de Guadalquivir se encaja entre dichas dorsales diapíricas con una trayectoria sinuosa, pasando de ser NE a SO (Fig. VII.3.A). Al oeste de la dorsal de Guadalquivir se divide en dos ramas las cuales confluyen al este del afloramiento del Banco de Guadalquivir, y a partir de ahí, y una vez sorteado este último obstáculo, presenta una orientación NE-SO (Fig. VII.3.A).

– El canal gusano se encuentra encajado en la zona oriental de este sector, al este de la dorsal de Cádiz y seccionando la dorsal de Guadalquivir, para desembocar en el canal de Huelva con una trayectoria muy sinuosa desde su comienzo hasta su final (Fig. VII.3.A).

– El canal de Huelva se encajaba en la zona oriental de la dorsal de Cádiz, y atravesaba ésta y la dorsal de Guadalquivir, tomando una dirección SE-NO hasta llegar al canal de Diego Cao (Fig. VII.3.A).


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– El canal de Diego Cao, con una orientación SE-NO se encaja entre la zona de diapiros subaflorantes y los depósitos basculados del Sector 4 asociados al levantamiento del Banco de Guadalquivir, y termina en la zona central del Sector 4 (Fig. VII.3.A).

Figura VII.3. A) Paleogeografía de los depósitos contorníticos principales diferenciados en el talud continental del Golfo de Cádiz durante el Pleistoceno superior hasta la actualidad; B) Paleoceanografía durante el Pleistoceno

superior hasta la actualidad.


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VII.3.1.C. Sector 4

En el Sector 4 se han cartografiado tres tipos de drifts:

– Drift adosado, localizado en la zona septentrional de este sector, entre los meridianos 7º 20’ y 7º 30’ O, entre el talud superior y el comienzo del talud medio, y que se ha denominado de drift adosado de Ayamonte (Fig. VII.3.A).

– Drift monticular elongado y separado, se localizaba en la zona septentrional de este sector, limitado al este por el drift anteriormente descrito, y al oeste por el cañón de Portimao (Fig. VII.3.A). Se le ha denominado de Faro-Albufeira y se desarrolló en el margen izquierdo, y a lo largo de la fosa de Álvarez Cabral (Fig. VII.3.A).

– Drift laminar, extendido por todo el Sector 4 como prolongación hacia la cuenca de los drifts anteriores (Fig. VII.3.A). Este tipo de depósito está ligeramente deformado: a) al este por las dorsales diapíricas de Guadalquivir y Cádiz, así como por diapirismo aislado; b) al oeste por el levantamiento del Banco del Guadalquivir. Además presenta zonas erosionadas por los canales: Diego Cao, Huelva y Gusano, así como por los valles marginales al norte de las dorsales diapíricas (Fig. VII.3.A).

VII.3.1.D. Sector 5

Dentro de este sector se han diferenciado dos tipos de drifts:

– Drift monticular elongado y separado. Se han cartografiado dos depósitos de este tipo: a) la NO del margen de Lagos, a la izquierda y a lo largo de una pequeña fosa contornítica de Lagos, al que se le ha denominado con el mismo nombre (Fig. VII.3.A), y b) el drift de Sagres, localizado en el talud superior de la zona de Sagres, y desarrollado en el margen izquierdo de una pequeña fosa contornítica que lleva su nombre (Fig. VII.3.A).

– Drift laminar, extendido por todo el talud continental de este sector formando parte de varios depósitos (Portimao, Lagos y Sagres) separados por cañones submarinos (Fig. VII.3.A).

VII.3.2. Evolución

El Pleistoceno superior comienza tras el MIS 6, hace unos 135 ka, y desde ese momento se observó un cambio importante dentro del sistema deposicional contornítico, que continuó prácticamente igual hasta como se conoce en la actualidad.

El sistema contornítico estuvo también influenciado por una etapa importante de actividad tectónica compresiva que tuvo lugar a los 120 ka y que hasta los 14 ka BP constituyó un régimen compresivo (Rodero et al., 1999).


En estos sectores el sistema deposicional estuvo controlado por una intensa y energética circulación de la MOW, que circuló de forma paralela a las isobatas como corriente de fondo geostrófica, como se observa en la actualidad, alcanzado velocidades de hasta 250 cm/s en el Sector 1 (Madelain, 1970; Ambar y Howe, 1979a,b). Esta corriente mantuvo el contacto con el fondo hasta profundidades entorno los 1000 m en la zona este y hasta los 1400 m de profundidad hacia el oeste (Kenyon y Belderson, 1973; Gardner y Kidd, 1983).


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Debido a la fuerte intensidad con la que circulaba e interaccionaba la MOW en el Sector 1, se generaron amplias zonas sin sedimentación (Kelling y Stanley, 1972), desarrollándose superficies de abrasión y numerosos surcos erosivos alineados con una orientación SE-NO (Fig. VII.3.B) (Melières et al., 1970; Kenyon y Belderson, 1973; García, 2002; Habwood, et al., 2002; Hernández-Molina, et al., 2003).

En este Sector 1 la corriente tuvo suficiente intensidad para erosionar y transportar en suspensión el material grosero. Conforme iba perdiendo energía hacia el N y hacia la cuenca, iba teniendo lugar el desarrollo de los depósitos contorníticos y asociados (Fig. VII.3.B). Estos depósitos eran mayoritariamente de tamaño de grano grosero, y conforme la velocidad de la MOW iba disminuyendo hacia el NO, se desarrollaban depósitos contorníticos de tamaño de grano más fino (Fig. VII.3.B).

Se puede observar que en este sector se desarrolla una gradación de formas de fondo no observada con anterioridad (Fig. VII.3.B), y que son de diversa naturaleza, observándose, del SE al NO, desde dunas y ondas de arena simétricas (Kenyon y Belderson, 1973; Faugères et al., 1984b; Baraza et al., 1999; Nelson et al., 1993, 1999) hasta ripples superpuestos generados a partir de pequeñas turbulencias (Melières et al., 1970).

En el Sector 2 tuvo lugar el desarrollo de formas de fondo compuestas por ondas sedimentarias asimétricas fangosas-arenosas en la zona este, y/o fangosas hacia el oeste (Kenyon y Belderson, 1973) y que no se generaron durante el Pleistoceno inferior y medio (Fig. VII.3.B). Existió una disminución en el tamaño de grano de las formas de fondo como consecuencia de una menor energía de la MOW respecto al Sector 1, que se tradujo en una menor capacidad de removilizar y transportar material muy grosero (Faugères et al., 1985b; Nelson, et al., 1999: Hernández-Molina, et al., 2003).

Otro tipo de depósitos que se empezó a desarrollar a partir del Pleistoceno superior son los lóbulos arenosos y fangosos asociados a varios surcos erosivos, que se iban generando en el Sector 2 por filamentos que se escindían del núcleo inferior de la MOW al interaccionar con pequeños obstáculos existentes en el talud medio de esta zona (Kenyon y Belderson, 1973; Kenyon et al., 1999; Habwood, et al., 2002; García, 2002; Hernández-Molina, et al., 2003).

Posiblemente ocurría lo mismo que lo que se ha podido observar en la actualidad, y es la existencia de una interacción entre los procesos longitudinales y los transversales. Según Habwood, et al. (2002) existe un nivel de interacción entre dichos procesos a una profundidad en la cual operan con la misma intensidad, siendo el surco de Gil Eanes un ejemplo claro de este tipo de interacción (Fig. VII.3.B), terminando bruscamente donde la MOW deja de interaccionar con el fondo a los aproximadamente 1350 m de profundidad.

Como consecuencia de los sucesivos desbordamientos del núcleo inferior de la MOW, en su trayectoria talud abajo por los surcos erosivos, y por el retrabajamiento de estos depósitos influenciados por la componente geostrófica de la MOW durante este intervalo de tiempo, también se han ido desarrollando, asociados a estos surcos erosivos, levees mixtos contorníticos-turbidíticos (Fig. VII.3.B) (Hernández-Molina, et al., 2003).

A su vez, se han producido a lo largo de este último periodo en la evolución del sistema contornítico diversos deslizamientos como consecuencia de un aumento en la intensidad de los flujos en masa talud abajo que adquiere la MOW y favorecidos por elevados gradientes de pendiente en las proximidades a los surcos y el elevado aporte sedimentario que caracteriza a esta zona durante este periodo de tiempo o incluso por procesos diapíricos (Fig. VII.3.B).


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Este cambio en la arquitectura estratigráfica de los depósitos contorníticos se podría asociar a un cambio en el régimen de la MOW, que pudo estar producido como consecuencia de un periodo de fuerte bajada del nivel del mar desde los 130 ka hasta el máximo glaciar (entorno los 20 ka), con un consecuente aumento en la producción, intensidad y profundidad de interacción de la MOW en el Golfo de Cádiz, unido a una fase de deformación en el Estrecho de Gibraltar (Zazo et al., 1999), el cual generaría una disminución de sección en el Estrecho de Gibraltar influyente en la intensidad y trazado de la MOW.

Además se han descrito diapiros y volcanes de fango con actividad muy reciente, considerados por Gardner et al. (1999), siguiendo los datos de Rodero et al. (1999), como eventos del Holoceno, que están deformando la sedimentación contornítica del Sector 2 así como influyendo en cambios de las características oceanográficas de la MOW a su paso por esta zona.

VII.3.2.B. Sector 3

Durante el Pleistoceno terminal se produjo una reactivación de las dorsales diapíricas y de los cuerpos diapíricos aislados (Pérez-Fernández, 1997) que condicionó el desarrollo de nuevas vías de circulación para la MOW (Madelain, 1970; Fernández y Ortega, 1986; García, 2002; Hernández-Molina, et al., 2003), y un gran cambio en el estilo deposicional del Sistema Contornítico del Golfo de Cádiz.

Esto se ve reflejado en un cambio importante en la arquitectura sedimentaria de los depósitos contorníticos de este Sector 3 observado en el cese del desarrollo del drift monticular de Huelva.

La sedimentación de esta zona pasa a partir del Pleistoceno superior a estar dominada sólo por depósitos contorníticos laminares, los cuales se vieron afectados en gran medida por la erosión producida por el aumento de intensidad del núcleo inferior de la MOW al interaccionar con la abrupta morfología del fondo.

• A partir del Pleistoceno superior, el núcleo inferior al interaccionar con los relieves del fondo marino se dividió en tres ramas que llevan por nombre: rama meridional, principal e intermedia, estando relacionadas cada una de ellas con la erosión de los distintos canales contorníticos diferenciados en este sector (Fig. VII.3.B) (García, 2002; Hernández-Molina, et al., 2003):

• Rama meridional, que circulaba por el canal de Cádiz

• Rama intermedia, que circulaba por el canal de Diego Cao

• Rama principal, que circulaba por el canal de Huelva y el canal de Guadalquivir, sirviendo este último como vía de escape de un mayor flujo de la MOW durante este periodo

Estas ramas de la MOW al interaccionar con la zona dominada por las dorsales diapíricas, aumentaban su intensidad, así como su potencial erosivo y la capacidad de poner en suspensión gran cantidad de material grosero y fino (Nelson et al., 1993, 1999). Debido a esto, se generó una red principal de distribución de los núcleos individualizados de la MOW por canales contorníticos, así como una red secundaria de circulación a través de los valles marginales (Fig. VII.3.B) (García, 2002).

También el emplazamiento de estas dorsales desvió la trayectoria de los canales contorníticos, obligando a la MOW, que circulaba por las ramas anteriormente descritas predominantemente en una dirección SE-NO por el efecto de Coriolis, a cambiar su dirección hacia el SO (García, 2002). La tendencia general de evolución de los ejes de estos canales es hacia el N en aquellos tramos con


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orientación SE-NO, y por el contrario la tendencia es a desplazarse el canal hacia el S en aquellos tramos de la trayectoria con una orientación NE-SO (García, 2002).

Cabe destacar que el canal de Guadalquivir no sólo dejó de constituir una fosa contornítica a partir del MIS 6, sino que al interaccionar la MOW con los relieves del fondo, se dividió en una rama principal y otra secundaria al oeste de la dorsal de Guadalquivir, y se unían hacia el oeste para formar una sola rama al sur del afloramiento del Banco de Guadalquivir (Fig. VII.3.B).

También se puede destacar dentro de los cambios del Pleistoceno superior la generación del canal de Huelva, que circulando en dirección SE-NO, atravesó el antiguo trazado del canal de Guadalquivir por la zona comprendida entre las dorsales de Cádiz y Guadalquivir (Fig. VII.3.B). Este canal conectaba en su tramo final con el canal del Diego Cao, el cual también se empezó a generar a partir del Pleistoceno superior (Fig. VII.3.B).

El canal de Diego Cao se generó por la aceleración que se produce en la MOW al pasar por el estrechamiento que se genera entre ascensos diapíricos aislados al NE de este Sector 3 y al NO por el levantamiento de los depósitos laminares de Bartolomeu Dias como consecuencia del emplazamiento del Banco de Guadalquivir (Fig. VII.3.B).

El canal de Guadalquivir durante el Pleistoceno inferior y medio se encajaba en la zona donde se encuentra actualmente el canal Gusano, pero fue a partir del Pleistoceno superior cuando el canal de Guadalquivir se empezó a encajar en una zona más meridional, quedándose ese tramo inicial, del canal de Guadalquivir abandonado, y a partir de entonces aprovechado por la circulación de la MOW para constituir el canal Gusano (Fig. VII.3.B).

En este último periodo de tiempo aunque se ha observado que los depósitos en lámina están menos deformados que en los intervalos de tiempo anteriormente estudiados, tapizando las estructuras características de los intervalos anteriores, existe no obstante una leve deformación sedimentaria por el emplazamiento de las dorsales diapíricas de Cádiz y de Guadalquivir, las cuales presentan zonas aflorantes que atraviesan dicha sedimentación, y otras zonas no aflorantes que unidas a la dorsal subaflorante de Doñana, y a los diapiros aislados, originan estructuras anticlinales y sinclinales, de mayor buzamiento al este (Fig. VII.3.B).

Algunos autores determinan una disminución de la intensidad del régimen compresivo hace unos 14 ka (Rodero et al., 1999), contemporánea con el depositó de la última secuencia d1. De todos modos, se ha podido observar en la zona occidental del Sector 3, concretamente en la dorsal subaflorante de Doñana, cómo estos depósitos de la secuencia d1 se encuentran ligeramente basculados y son fosilizados por la última secuencia deposicional menor d2. Esto denota la existencia de una nueva fase de deformación posterior.

Además de estas estructuras se han descrito numerosos volcanes de fango repartidos por el Sector 3 (Fig. VII.3.B) que atraviesan la sedimentación contornítica en algunos casos sin originar deformación, y en otros deformando las unidades sedimentarias suprayacentes, las cuales son sin-sedimentarias a estas estructuras.

VII.3.2.C. Sector 4

En este sector del Golfo de Cádiz los depósitos contorníticos que se han ido desarrollando durante el Pleistoceno superior fueron depósitos contorníticos adosados, depósitos contorníticos de tipo monticular,


245

elongado y separado y depósitos contorníticos laminares, no habiéndose desarrollado los depósitos de drift mixto.

Estos tres tipos de depósitos se generaron por la influencia del núcleo superior y núcleo inferior de la MOW y su interacción con el talud superior-medio:

• El núcleo superior se dirigía hacia el NO desde el Estrecho de Gibraltar paralelo al talud debido al dominio de la componente geostrófica. Frente las costas del río Guadiana existía un cambio de orientación del talud superior que obligó a realizar un desvío en su orientación hacia el oeste. El control batimétrico dio lugar a una aceleración de la corriente que provocaría erosión en el talud superior y el depósito de un drift adosado en el talud superior-medio.

El desarrollo de este drift adosado pudo ser también causado por la fase de deformación descrita por Pérez-Fernández (1997) en el Sector 3, el cual produjo la reactivación y levantamiento de las dorsales y diapiros aislados, lo que provocaría cambios en la trayectoria del núcleo superior a su paso por esa zona.

Al llegar la MOW al margen sudportugués el control de la batimetría del talud se acentuaba produciendo una mayor aceleración y un aumento del poder erosivo de la corriente. Es en ese punto se empezó a encajar el núcleo superior de la MOW, en la base del talud superior, desarrollándose como consecuencia de un flujo turbulento una fosa contornítica de dirección ENE-OSO denominada fosa de Álvarez Cabral. Esta fosa siguió su trayectoria a lo largo del pie del talud hasta desembocar en el cañón de Portimao (Fig. VII.3.B).

La MOW una vez encajada a lo largo de la fosa produjo la erosión de los depósitos del talud superior (margen derecho) y el depósito, en el talud medio (margen izquierdo), del drift monticular, elongado y separado de Faro-Albufeira (Fig. VII.3.B), desplazados los depocentros paulatinamente hacia el NE (Llave, et al., 2001).

La prolongación hacia la cuenca de este depósito monticular constituyó una extensa zona compuesta de sedimentos con geometría de drift laminar (Fig. VII.3.B) donde la MOW presentaba un régimen más tabular. Estos depósitos laminares quedaron divididos en tres zonas por la generación del canal contornítico de Diego Cao que separó el drift laminar de Faro-Cádiz del drift de Batolomeu Dias, y por el cañón de Faro que separó parcialmente este último drift laminar del drift laminar de Albufeira por la zona SE del margen de Albufeira (Fig. VII.3.B). En todos estos depósitos cabe destacar la presencia de numerosos deslizamientos producidos por la inestabilidad sedimentaria al paso de la MOW.

Los depósitos laminares de Faro-Cádiz se deformaron ligeramente por procesos diapíricos dando lugar a estructuras en anticlinal y sinclinal de bajo buzamiento (Fig. VII.3.B). En las zonas de las dorsales de Cádiz y Guadalquivir también se producen fenómenos de inestabilidad y procesos de erosión debidos al encajamiento de la MOW constituyendo valles marginales al norte de las estructuras diapíricas (Fig. VII.3.B).

Existen estructuras de volcanes de fango (Fig. VII.3.B), que llegan a atravesar en su totalidad los depósitos contorníticos del drift laminar de Faro-Cádiz y cuya génesis es coetánea al depósito del cuerpo contornítico.

Los depósitos contorníticos del drift laminar de Bartolomeu Dias han sido levemente plegados, por el levantamiento del Banco de Guadalquivir (Fig. VII.3.B) durante el Pleistoceno superior. Esta deformación se manifiesta en la parte meridional de esta zona con un basculamiento leve hacia el N de los depósitos (Fig. VII.3.B).


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VII.3.2.D. Sector 5

En este último sector la única diferencia que se puede observar durante la evolución dentro del Pleistoceno superior respecto al Pleistoceno medio es que se produce erosión de los depósitos del drift monticular de Sagres (Fig. VII.3.B), debido a una mayor intensidad del núcleo superior en esta zona como consecuencia de un desplazamiento de la MOW a menores profundidades.

Se sigue observando el drift monticular, elongado y separado de Lagos, asociado a la fosa de Lagos, y el desarrollo de los drift laminares de Portimao, Lagos y Sagres, separados por los cañones submarinos de este sector (Fig. VII.3.B).

VII.4. CONSIDERACIONES PALEOCEANOGRÁFICAS DE LA EVOLUCIÓN DEL SISTEMA DEPOSICIONAL

La paleoceanografía desde el Pleistoceno superior hasta la actualidad, tal y como se ha presentado en estos tres estadios temporales, ha sufrido cambios como consecuencia principalmente de los eventos tectónicos que han tenido lugar en este área.

En términos generales cabe destacar que desde el comienzo del Cuaternario hasta la actualidad ha existido una mayor intensificación e interacción de la MOW con el fondo del talud medio, así como una mayor circulación transversal tanto a través de los cañones submarinos como por los valles marginales.

En los Sectores 1 y 2 el rasgo más característico a destacar en las consideraciones paleoceanográficas es el paso de la corriente Mediterránea que circula longitudinalmente al talud continental desde el comienzo del Pleistoceno, pero que a partir del Pleistoceno superior se desarrolla una situación mixta, consistente en: a) una circulación general longitudinal, de dirección SE-NO; b) una circulación transversal al talud, a través de los surcos erosivos, generada a partir de la interacción de la circulación longitudinal con relieves aislados del Sector 2.

En el Sector 3 los cambios en la paleoceanografía se han producido durante los tres intervalos diferenciados dentro del Cuaternario, y que se resumen básicamente en estos puntos:

a) El canal de Cádiz sufre un desplazamiento hacia el sur desde el Pleistoceno inferior hasta la actualidad, adquiriendo además una configuración cada vez más sinuosa.

b) El canal de Guadalquivir inicialmente presentaba una orientación más E-O, constituyendo una fosa contornítica en el Pleistoceno inferior, para pasar una parte a canal contornítico a partir del Pleistoceno medio, y superior-Holoceno. En este intervalo final el canal de Guadalquivir adquiere una trayectoria más sinuosa y se divide en dos ramas en la zona central de este Sector 3.

c) Los canales de Huelva y Diego Cao se generan a partir del Pleistoceno superior-Holoceno, con una dirección NE-SO y cortando el antiguo trazado del canal de Guadalquivir.

d) El canal Gusano representa en el intervalo del Pleistoceno superior-Holoceno el antiguo tramo inicial de lo que fue la fosa de Guadalquivir durante los intervalos anteriores.

En el Sector 4 la principal consideración paleoceanográfica es observada en la rama superior, la cual se ha encajado desde el comienzo del Cuaternario hasta la actualidad en la zona septentrional generando la fosa de Álvarez Cabral. Pero el lugar donde comienza el encajamiento se ha ido desplazando hacia el oeste durante todo este periodo, a la vez que se ha podido observar un desplazamiento del eje de la fosa hacia el norte en su tramo inicial y hacia el sur en su tramo final.


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Algo a destacar también en este sector es que la rama superior que ha circulado desde el Pleistoceno inferior a la base del talud superior, durante el Pleistoceno superior-Holoceno se desvió hacia la cabecera del talud superior frente las costas del río Guadiana, para a continuación encajarse como hasta entonces había hecho a lo largo de la fosa de Álvarez Cabral.

Finalmente en el Sector 5, cabe destacar que a partir del Pleistoceno medio la rama superior que circulaba longitudinalmente por la base del talud superior, se divide en dos brazos, uno sigue circulando sin cambios apreciables por la base del talud superior, pero el otro brazo se escinde de la rama superior para circular por la cabecera del talud superior del margen de Sagres, a lo largo de la fosa de Sagres.

VII.5. RECONSTRUCCIÓN PALEOCEANOGRÁFICA DE LA MOW PARA UN CICLO AMBIENTAL CLIMÁTICO/EUSTÁTICO

Se pueden definir ciertas características paleoceanográficas de la MOW para cada sección de un ciclo ambiental climático/eustático sin perder de vista que estas características han estado influenciadas también por eventos tectónicos que han podido modificar en alguna medida estos rasgos generales.

VII.5.1. Regimen transgresivo

Durante la subida del nivel del mar las condiciones de la corriente Mediterránea van cambiando progresivamente de la siguiente manera teniendo en cuenta el Sector por el que circule:

– La MOW se va desplazando a zonas más someras y va teniendo su máxima intensidad e interacción con el fondo submarino cada vez a profundidades menores.

– La rama inferior en el Sector 3 va adquiriendo cada vez mayor intensidad e interacción con el fondo, especialmente en las dorsales diapíricas, y a profundidades menores, siendo por tanto los canales más someros, dentro de este sector, los que llevan mayor flujo de masa de agua. En este contexto serían los canales de Guadalquivir, Huelva, Diego Cao y Gusano los que irían adquiriendo progresivamente mayor relevancia como principales vías de escape durante este régimen de subida del nivel del mar (Fig. VII.3.B). La circulación secundaria más importante es la generada a lo largo de los valles marginales que se forman en el flanco norte de la dorsal diapírica de Guadalquivir (Fig. VII.3.B).

– La rama superior durante este intervalo va adquiriendo mayor volumen ya que la masa de agua mediterránea se va haciendo menos salida y va tendiendo a circular a profundidades menores (Fig. VII.3.B).

VII.5.2. Regimen de alto nivel

Cuando el nivel del mar subiendo hasta llegar al máximo de inundación estos son los cambios que se observan en la circulación de la MOW:

– Durante este régimen la extensión de la MOW se va restringiendo a profundidades menores. – La rama inferior en el Sector 3 tiene menor intensidad e interacción con el fondo que en

intervalos anteriores, aunque se siguen generando los canales contorníticos y valles marginales al interaccionar con los relieves de este sector. Las vías de escape de la MOW que podrían tener mayor capacidad erosiva serían el canal de Huelva y Diego Cao, y los valles marginales desarrollados detrás de la dorsal de Guadalquivir (Fig. VII.3.B).

– La rama superior durante este intervalo adquiere su máximo volumen e interacción con el fondo, siendo sete flujo el más importante dentro de la red de canales por los que circula la MOW en el talud continental del Golfo de Cádiz (Fig. VII.3.B).


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VII.5.3. Regimen regresivo

Durante una bajada del nivel del mar las características paleoceanograficas más destacables de la MOW durante este intervalo se pueden resumir en los siguientes puntos:

– Existe progresivamente un aumento de la superficie de contacto con el fondo submarino cada vez a profundidades mayores

– En el Sector 3 la rama inferior va aumentando la intensidad y la interacción con el fondo, especialmente en contacto con las dorsales diapíricas. Los canales más importantes dentro de la red jerarquizada que se genera en esta zona serían: el canal Gusano, de Diego Cao, de Huelva y de Guadalquivir (Fig. VII.3.B). La circulación secundaria también va adquiriendo más relevancia conforme va bajando el nivel del mar, siendo durante el intervalo regresivo los valles marginales que se forman a en el flanco norte de la dorsal diapírica de Guadalquivir los de mayor vía de escape de la MOW (Fig. VII.3.B).

– La rama superior pierde volumen conforme se va produciendo la bajada del nivel del mar, ya que la mayor vía de escape es la rama inferior y los cañones submarinos (Fig. VII.3.B).

VII.5.4. Regimen de bajo nivel

Y finalmente cuando el nivel del mar sigue bajando hasta alcanzar el mínimo eustático, se producen unos cambios en la circulación de la MOW que quedan resumidos en los siguientes puntos:

– Durante este régimen la extensión de la MOW hacia profundidades mayores alcanza su máxima extensión y su máxima intensidad e interacción con el fondo submarino, llegando a ponerse en contacto con el fondo marino del talud inferior.

– La rama inferior en el Sector 3 va adquiriendo cada vez mayor intensidad y la interacción con el fondo es máxima, especialmente en las dorsales diapíricas, aumentando su intensidad y capacidad de erosión. En este contexto los canales más profundos son los que llevan mayor flujo de masa de agua, siendo el canal de Cádiz la mayor vía de escape durante un régimen de bajo nivel del mar (Fig. VII.3.B). La circulación secundaria también adquiere una gran importancia durante este régimen de bajo nivel, especialmente son los valles marginales que se forman detrás de la dorsal diapírica de Cádiz los de mayor volumen y capacidad erosiva dentro de este sector (Fig. VII.3.B).

– La rama superior durante este intervalo va perdiendo volumen ya que la masa de agua mediterránea tiende a circular a profundidades mayores y por los cañones submarinos así que sólo una mínima parte circularía por el pie del talud superior (Fig. VII.3.B).

VIII. Comparación del sistema deposicional contornítico:

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VIII. COMPARACIÓN DEL SISTEMA DEPOSICIONAL CONTORNÍTICO DEL GOLFO DE CÁDIZ CON OTROS SISTEMAS CONTORNÍTICOS EQUIVALENTES

La mayoría de los depósitos contorníticos descritos en otros lugares del mundo son típicos de ambientes profundos, generados normalmente a pie del talud o en la llanura abisal, siempre a profundidades superiores a los 2000 m y con una extensa variedad de tipos de drifts (Heezen et al., 1966; Hollister, 1993). Estos depósitos contorníticos de aguas profundas en general se diferencian del sistema deposicional contornítico del Golfo de Cádiz en que son depósitos compuestos de sedimentos más finos, normalmente arcillas y fangos y menos ricos en material biogénico (McCave y Tucholke, 1986; Faugères et al., 1993, entre otros).

No obstante existen algunos ejemplos muy estudiados en detalle, sobretodo del Atlántico Norte, de sistemas equivalentes al desarrollado en el Golfo de Cádiz, descritos como depósitos de ambientes más someros y denominados drifts de aguas intermedias (Fig. VIII.1) (Stow, et al., 1996, 1998):

A. Depósitos del NE del Rockall Trough, en el Atlántico norte B. Depósitos del canal Faroe-Shetland, al NO del Reino Unido C. Depósitos del talud continental del este de Nueva Zelanda

Estos depósitos son similares a los de aguas profundas en el sentido de que también están compuestos de sedimentos finos, bioturbados y homogéneos, pero los de aguas intermedias al estar influenciados por unas corrientes de fondo más energéticas, normalmente están compuestos de sedimentos más groseros como es el caso de los depósitos contorníticos del Golfo de Cádiz (Nelson et al., 1993).

La diferencia principal entre estos depósitos equivalentes a los descritos en el Golfo de Cádiz se basa en la variedad de tipologías del sistema deposicional del Atlántico Norte y Nueva Zelanda. Estos ejemplos elegidos tienen un modelo de acumulación más simple que en el Golfo de Cádiz, ya que la mayoría de los depósitos son predominantemente de tipo drift monticular elongado y separado y drift laminar (Howe et al., 1994; Stoker et al., 1998).

La característica más relevante que diferencia todos estos sistemas contorníticos tanto de aguas profundas como intermedias, es que todos ellos están basados en la interacción de una circulación termohalina con el fondo, donde la masa de agua se profundiza no sólo por una alta densidad sino por una temperatura muy baja.

Sin embargo, en el Golfo de Cádiz los sistemas contorníticos se forman a partir de la interacción de una masa de agua, como es la masa de agua Mediterránea (MOW) entrante desde el Estrecho de Gibraltar, que se profundiza en el G, aun presentando unas temperaturas altas, por su alta salinidad y densidad.

No obstante, se han tomado dichos ejemplos porque los estudios de detalle que se han realizado en estos depósitos contorníticos, sobretodo dentro de los drifts de tipo elongado y separado, y basados en análisis de estratigrafía sísmica y secuencial, son de elevado interés para este estudio comparativo ya que los resultados obtenidos son similares a los que se han obtenido en este estudio del Sistema Deposicional Contornítico del Golfo de Cádiz.


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A

B

Figura VIII.1. Ejemplos de sistemas contorníticos equivalentes al del Golfo de Cádiz. A) NE Rockall Trough; B) Asociado al Canal Faroe-Shetland (Tomado de Stoker et al., 1998); C) E de Nueva Zelanda (Tomado de Barnes, 1994).

Flujo de Corriente

C


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VIII.1. DEPÓSITOS DEL NE DEL ROCKALL TROUGH, EN EL ATLÁNTICO NORTE

El sistema deposicional contornítico al NE del Rockall Trough (Fig. VIII.2) (Howe et al. (1994), Stoker, 1995, Stoker et al. (1998) y Masson et al. (2002) tiene unas características morfológicas y estratigráficas muy parecidas a las definidas en los depósitos de drift monticular separado y elongado y de drift laminar descritos en el Golfo de Cádiz, pero consideran una influencia en cuanto a los periodos glaciares/interglaciares en el desarrollo de las contornitas contraria a la considerada en este trabajo de investigación dentro del Golfo de Cádiz.

Figura VIII.2 Ejemplo de perfil 3.5. kHz de un drift elongado y separado del NE del Rockall Trough (Tomado de Masson et al. 2002)

Estos autores consideran que durante los intervalos de subida del nivel del mar se produce una disminución en el aporte sedimentario, un aumento de las corrientes de fondo, así como un crecimiento pronunciado de las formas de fondo, y que durante los intervalos glaciares dominan los depósitos turbidíticos, observándose un gran aporte sedimentario desde el talud superior al medio que deja enterrado al drift monticular produciéndose así un patrón complicado de intercalación entre depósitos por procesos longitudinales con depósitos desarrollados por procesos transversales.

Estas consideraciones son opuestas a las adoptadas para explicar el desarrollo de los depósitos contorníticos del talud medio del Golfo de Cádiz, que como ya se ha discutido en el capítulo anterior, se piensa que los intervalos glaciares son periodos de gran importancia en el desarrollo contornítico, y que son los periodos interglaciares los menos significativos volumétricamente en el desarrollo deposicional, generándose durante estos intervalos secciones condensadas o incluso erosión.

VIII.2. DEPÓSITOS DEL CANAL FAROE-SHETLAND, AL NO DEL REINO UNIDO

Se ha elegido el sistema desarrollado al NE del margen continental Faroe (Fig. VIII.3) para su comparación con el del Golfo de Cádiz ya que tras el análisis de estratigrafía de alta resolución que se ha llevado a cabo en este margen noratlántico, se han llegado a las mismas conclusiones que en este el trabajo de investigación que se ha llevado en el Golfo de Cádiz.

Los cambios en la sedimentación contornítica del margen del Reino Unido al igual que en Golfo de Cádiz están asociados a una respuesta a cambios en el flujo de salida condicionados por inestabilidades climáticas (Rasmussen et al., 1996 a, b y c, 1998), determinándose incluso, al igual que


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se ha determinado en el Golfo de Cádiz, una estrecha relación entre la arquitectura de los drifts y la variabilidad climática y paleoceanográfica (Mienert et al., 1994).

En este sentido Nielsen y van Weering (1998) llevaron a cabo un estudio de estratigrafía secuencial donde explican, la discontinuidad sobre la que se encuentran depositadas las secuencias deposicionales que componen dicho sistema contornítico, como un cambio ambiental significativo, existiendo un cambio en el patrón deposicional desde un control del nivel del mar a un control por corrientes al final del Plioceno y durante el Pleistoceno inferior (Poole y Vorren, 1993; Heinrich y Baumann, 1994), momento a partir del cual se observó que el establecimiento de intensos contrastes glaciares/interglaciares influyeron en el depósito contornítico.

Esto mismo se ha determinado en el desarrollo del sistema deposicional del Golfo de Cádiz, el cual empieza a desarrollarse en mayor media a partir del cambio climático del comienzo del Cuaternario (QD), y tiene su máximo desarrollo a partir de la Mitad del Pleistoceno medio (MPR). En este trabajo de investigación se ha observado que las variaciones dentro del patrón de reflectividad cambiante en las contornitas fue resultado probablemente de las variaciones de la intensidad de la MOW y el aporte sedimentario durante los ciclos glaciares/interglaciares, siendo una consideración también determinada por van Weering et al. (1998) para los depósitos contorníticos del talud continental al N de la isla Faroe y las variaciones de la intensidad de la NSDW (Norwegian Sea Deep Water).

Figura VIII.3. Ejemplo de perfil monocanal de un drift elongado y separado del NE del margen de Faroe (Tomado de van Weering et al. 1998)


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VIII.3. DEPÓSITOS DEL TALUD CONTINENTAL DE NUEVA ZELANDA

Aunque el desarrollo de estos depósitos contorníticos del talud continental de Nueva Zelanda (Fig.- VIII.4) llega hasta profundidades mayores que las descritas en el Golfo de Cádiz como interacción de la MOW con el talud medio, no obstante se ha querido resaltar este ejemplo en este capítulo de comparación puesto que la discusión que se ha llevado a cabo en el desarrollo y evolución de los depósitos contorníticos de Nueva Zelanda es similar a la realizada en este trabajo de investigación para el Golfo de Cádiz.

El estudio realizado por Barnes (1994), llega a las mismas conclusiones que en este trabajo de investigación, con referencia a la existencia de una fuerte circulación por corrientes de fondo que ha desarrollado, en varios episodios, una sucesión de cuerpos contorníticos desde el Plioceno medio hasta la actualidad, y que las mayores discontinuidades están asociadas a eventos de enfriamiento climático globales, caracterizados por un aumento en la intensidad de las corrientes de fondo.

Además, en el Golfo de Cádiz las consideraciones tenidas en cuenta acerca de cómo los cambios climáticos han influido en la sedimentación contornítica y la sugerencia del control climático en la paleoceanografía del Pleistoceno medio-superior, son las mismas que Barnes (1994), ya que este autor considera, para los depósitos del talud continental de Nueva Zelanda, que las secuencias observadas dentro del intervalo del Pleistoceno medio-superior son similares a las variaciones mayores (40 y 100 ka) en los isótopos de oxígeno (Nelson et al., 1986; Joyce et al., 1990) y a los ciclos orbitales del nivel del mar de 5º y 6º orden (Carter et al., 1991).

Figura VIII.4. Perfil 3.5 kHz e interpretación de un ejemplo de drift elongado separado del margen este de Nueva Zelanda (Tomado de Barnes, 1994).


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Incluso, al igual que en este estudio del Golfo de Cádiz, Barnes (1994) llega a considerar que el incremento de intensidad de la corriente de fondo registrada en el talud continental de Nueva Zelanda coincide aproximadamente con la transición Pleistoceno medio (0.7 - 0.5 Ma), que pasa de un dominio de los ciclos de 40 ka antes de los 750 ka, a un periodo dominado por los ciclos de 100 ka después de ese tiempo (Shackleton y Opdyke, 1973; Prell et al., 1979; Joyce et al., 1990), coincidiendo también el aumento en la intensidad de la corriente con un aumento en las magnitudes de las variaciones del nivel del mar registradas en estratigrafía secuencial en tierra de Nueva Zelanda (Beu et al., 1987; Edwards, 1987; Carter et al., 1991).

IX. Conclusiones parciales y finales

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IX. CONCLUSIONES PARCIALES Y FINALES

Del análisis morfosedimentario y estratigráfico de los depósitos contorníticos del talud medio del Golfo de Cádiz se pueden proponer las siguientes conclusiones parciales y finales:

IX.1. CONCLUSIONES PARCIALES

IX.1.1. Características morfológicas del talud superior y medio

Se han definido los siguientes rasgos de origen deposicional, erosivo, gravitacional y tectónico en el talud continental:

a) El talud superior se caracteriza por una cuña sedimentaria progradante excepto frente a las costas de Cádiz y en el margen del Algarve caracterizado por la erosión. Se ha descrito un depósito contornítico monticular elongado y separado en el margen de Sagres. Existe un sistema de fallas normales en el margen portugués (N-S, NNE-SSO y NE-SO) y fallas direccionales (ENE-OSO y NO-SE), y la presencia de pockmarks frente las costas de Cádiz.

b) En el talud medio se han diferenciado 5 sectores con características morfológicas diferentes:

– Sector 1: Caracterizado por una extensa superficie de abrasión, surcos erosivos de dirección SE-NO y formas de fondo. Se han identificado pliegues anticlinales/sinclinales y fallas normales, asociados a procesos diapíricos.

– Sector 2: Representa un mega-lóbulo sedimentario con formas de fondo y surcos erosivos. Se han identificado pliegues anticlinales/sinclinales asociados a procesos diapíricos así como numerosos volcanes de fango.

– Sector 3: Dominado por canales contorníticos y valles marginales, por deslizamientos, y el diapirismo aflorante y no aflorante, y la presencia de volcanes de fango. Se han observado pliegues anticlinales/sinclinales y fallas normales.

– Sector 4: Predominan los depósitos de drift adosado, drift monticular elongado y separado, y drift laminar, así como la presencia de una superficie de erosión reciente y una fosa contornítica. Existen deslizamientos y estructuras tectónicas como diapiros aflorantes, subaflorantes, así como el levantamiento del Banco de Guadalquivir, volcanes de fango, un sistema de fallas normales y pliegues anticlinales/sinclinales.

– Sector 5: dominado por cañones submarinos, la presencia de una pequeña fosa contornítica, y los depósitos contorníticos de drifts laminares y un drift monticular elongado y separado. Existen deslizamientos, estructuras diapíricas no aflorantes, un sistema de fallas de dirección N-S y NE-SO, así como numerosas fallas normales y el afloramiento del Basamento.

c) En el talud inferior se han diferenciado mini-cuencas, un depósito en abanico surcado por canales turbidíticos y una estructura diapírica.


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IX.1.2. Análisis estratigráfico de los depósitos contorníticos del talud medio

– Se han diferenciado dos grandes unidades: QI y QII, separadas por dos superficies erosivas, que de base a techo son la discontinuidad QD y la MPR, compuestas por cuatro unidades: desde la Q1 a la Q4, y a su vez compuestas por ocho unidades menores: desde la A a la H. Esta última unidad, H, está compuesta por cuatro subunidades: desde la a a la d, y a su vez esta última está compuesta de dos subunidades: d1 y d2. Todas las unidades se caracterizan por facies progradantes en los drifts de tipo monticular, adosado y mixto, así como por facies agradantes, características de los drifts de tipo laminar y mixto.

– Todas las unidades sísmicas están separadas por superficies de erosión, siendo la discontinuidad MPR especialmente importante por su alta reflectividad y por marcar un claro paso de unidades de unidades sísmicas más agradantes antes y con una progradación y espesor mayor después.

– Del análisis de las isobatas se han podido observar zonas de mayor profundidad en las proximidades a la fosa de Álvarez Cabral, cerca de las dorsales, y en el centro de la zona de Bartolomeu Dias la cual conecta con la zona del paleocañón de Faro. Se han descrito zonas de menor profundidad en el centro y sur de Faro-Cádiz, y al sur de Bartolomeu Dias.

– Las facies sísmicas predominantes en los drift de tipo monticular elongado y separado, y de tipo mixto y adosado son progradantes, y en los drifts de tipo laminar son agradantes, con un aumento de la reflectividad en ambas facies desde la base al techo.

– Los principales depocentros se localizan en el drift monticular de Faro-Albufeira, al sur del drift laminar de Faro-Cádiz, y en el centro del drift laminar de Bartolomeu Dias.

– Estas unidades sedimentarias están compuestas por limos con intercalaciones arenosas en las zonas orientales y meridionales, pasando a arcillas con intercalaciones de limos o arenas finas hacia zonas occidentales y septentrionales.

– Las unidades sísmicas se han encuadrado dentro del Cuaternario. Esto ha sido posible gracias a las dataciones realizadas por los Doctores Francisco Sierro y Abel Flores de la Facultad de Geológicas de Salamanca en sedimentos de sondeos petrolíferos. Con esta información se ha podido confirmar que la unidad QI se desarrolla desde el Cuaternario inferior hasta la mitad del Pleistoceno. De la misma manera se ha podido encuadrar la unidad sísmica QII dentro del Pleistoceno Medio. Incluso se ha podido afinar más dentro del periodo Pleistoceno superior donde se desarrollaría la unidad sísmica Q4 a partir del estadio isotópico 12.

– A partir de las dataciones realizadas por el Laboratorio de Kiel de muestras de sedimento de testigos de gravedad tomados por la Universidad de Burdeos, se ha podido encuadrar la unidad más reciente, H y las subunidades que la componen dentro del Pleistoceno superior.

– Según las recientes dataciones llevadas a cabo para este trabajo de investigación por el Laboratorio de Kiel en muestras de sedimentos de testigos de gravedad tomados durante la Campaña Oceanográfica Anastasya’01/09, se ha podido comprobar la edad de la subunidad b2 queda encuadrada entre los eventos de Heinrich 6 y 5, y la subunidad d2 queda encuadrada dentro del Holoceno.

– Se ha determinado una arquitectura estratigráfica distinta para cada uno de los diferentes tipos de depósitos contorníticos y diferente en cada sector del talud medio. Como rasgo a destacar dentro de la arquitectura estratigráfica es la discontinuidad MPR, que representa un cambio desde una unidad


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relativamente más agradante y de menor espesor (QI) a una unidad claramente progradante y con un aumento considerable de espesor.

– Se ha podido diferenciar la existencia de ciclicidad en la sedimentación contornítica basada en facies transparentes a la base de cada unidad, facies reflectivas a techo y una superficie de erosión sobre estas facies reflectivas.

– En la sedimentación contornítica del drift separado se repiten cinco rasgos morfológicos: erosión talud superior, erosión fosa, drift monticular separado, prolongación hacia la cuenca como drift laminar, superficie erosiva a techo.

– Según el modelo de estratigrafía secuencial tentativo que se ha realizado, las unidades sísmicas constituyen secuencias deposicionales de 3er, 4º, 5º y 6º orden donde los cortejos regresivos y de bajo nivel son los volumétricamente más importantes en el desarrollo del sistema contornítico por un mayor aporte sedimentario y una mayor influencia de la MOW.

– Las facies transparentes se desarrollan durante los cortejos transgresivos, de alto y regresivos y las facies reflectivas durante los cortejos regresivos y de bajo nivel mar. La superficie erosiva por encima de las facies reflectivas se asocia a los finales de los cortejos de bajo del nivel del mar.

IX.1.3. Características estructurales regionales del margen y su influencia en el desarrollo de los depósitos contorníticos

– En los depósitos contorníticos del margen continental del Golfo de Cádiz se han descrito deformaciones en la arquitectura sedimentaria, como consecuencia de estructuras como: ascensos diapíricos aflorantes o no, asilados o formando parte de las dorsales diapíricas, fallas normales, pliegues, extrusiones de volcanes de fango, alto del basamento y el afloramiento del Banco del Guadalquivir.

– Las unidades sísmicas depositadas con anterioridad a la MPR están mucho más deformadas por estas estructuras que las unidades desarrolladas con posterioridad a la MPR. En especial las unidades sísmicas más recientes, como son las unidades G y H, presentan una menor deformación por la tectónica del área de estudio.

IX.1.4. Evolución del sistema deposicional contornítico: consideraciones paleogeográficas y paleoceanograficas

– Se han diferenciado tres etapas dentro de la evolución del Sistema Deposicional Contornítico donde se han producido los siguientes cambios más importantes dentro de la arquitectura sedimentaria contornítica:

– Durante el Pleistoceno inferior hasta el Pleistoceno medio el sistema estaba dominado por una sedimentación laminar en los Sectores 1 y 2, por el desarrollo de dos drifts separados y sus correspondientes prolongaciones hacia la cuenca como drift laminar en los Sectores 3 y 4. En el Sector 5 dominaba la sedimentación laminar con el desarrollo de un pequeño drift separado.

– Desde el Pleistoceno medio al Pleistoceno superior se produce el primer gran cambio en el estilo deposicional contornítico, como consecuencia de una fase de deformación que influye en el levantamiento del Banco de Guadalquivir y de las dorsales diapíricas, generándose nuevas condiciones oceanográficas en la MOW y en su interacción con el fondo, reflejado sobre todo en los


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siguientes sectores: a) En el Sector 3 deja de generarse parte del drift separado, siendo sustituido por una sedimentación en lámina, deformada por los rasgos estructurales de este sector (dorsales diapíricas y Banco de Guadalquivir) así como erosionada por los dos canales desarrollados. b) En el Sector 4, el drift monticular se empieza a generar desplazado hacia el O y en su lugar se genera un drift mixto, y c) En el Sector 5 se empieza a desarrollar un pequeño drift separado en la cabecera del talud superior.

– Desde el Pleistoceno superior hasta el Holoceno se produce el segundo gran cambio en la sedimentación contornítica del talud medio del Golfo de Cádiz, producida por una nueva fase de deformación que afectó al Estrecho de Gibraltar, así como al levantamiento del Banco de Guadalquivir y de las dorsales diapíricas. Estas nuevas condiciones estructurales produjeron nuevas condiciones oceanográficas en la MOW, cuya interacción con el fondo dio lugar a los siguientes cambios: a) En los Sectores 1 y 2 se generan un sistema complejo compuesto por diversas formas de fondo, lóbulos sedimentarios y surcos erosivos. b) En el Sector 3 deja de desarrollarse el drift separado en su totalidad y domina la sedimentación laminar muy deformada por la tectónica (Banco del Guadalquivir, dorsales diapíricas, sistemas de fallas y volcanes de fango) así como erosionada por la red jerarquizada que se empieza a desarrollar durante esta última fase compuesta por cinco canales contorníticos así como por los valles marginales generados en el flanco norte de las dorsales. c) En el Sector 4 cesa el desarrollo del drift mixto y se genera un drift adosado al este del drift monticular y d) En el Sector 5 se erosiona parte del drift separado del talud superior.

– Desde el comienzo del Cuaternario cabe destacar el aumento de la intensidad e interacción de la corriente Mediterránea sobre el talud medio del Golfo de Cádiz.

– La MOW durante los cortejos regresivos y de bajo nivel se va profundizando como consecuencia de una mayor salinidad y densidad, aumentando así su interacción con el fondo hasta el talud inferior, y aumentando su capacidad de erosionar y transportar material fino y grosero. La rama inferior es la principal vía de flujo durante este intervalo.

– Durante los cortejos transgresivos y de alto nivel la MOW se va desplazando a aguas más someras y va tomando mayor importancia su interacción con el fondo a profundidades menores, adquiriendo mayor importancia en el sistema la circulación de la rama superior.

IX.2. CONCLUSIONES FINALES

La interacción de la Corriente Mediterránea de Salida (MOW) con el complejo talud continental del Golfo de Cádiz, tanto por su génesis como por su estructura tectónica, genera un Sistema Deposicional Contornítico en aguas intermedias con características bien definidas y diferentes en cinco sectores morfosedimentarios, en relación a la influencia de esta misma masa de agua, a su deceleración hacia el NO, a la batimetría tan irregular del margen, a la fuerza de Coriolis y a las variaciones relativas del nivel del mar.

Los cambios que se produzcan en estos factores de control del sistema deposicional contornítico, condicionan el desarrollo de las secuencias deposicionales en la medida que influyen en las características oceanográficas de la MOW y e la Corriente Noratlántica Profunda (NADW), en el aporte sedimentario y en la generación de las capas nefeloides.

El Sistema Deposicional Contornítico del Golfo de Cádiz estudiado comienza a partir de una superficie de erosión, QD, y está compuesto de dos secuencias deposicionales mayores: QI y QII, separadas por


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una discontinuidad erosiva que se ha correlacionado con la Revolución de Mitad del Pleistoceno (MPR). Este sistema comprende ocho tipos de depósitos: drift monticular separado y elongado, drift laminar, drift mixto, drift adosado, drift laminar deformado, drift monticular fósil, drift monticular en talud superior y ondas sedimentarias sobre drift laminar.

Estos depósitos se han visto afectados regionalmente por procesos diapíricos, el afloramiento del Banco de Guadalquivir, fallas normales, pliegues, el afloramiento del basamento y el vulcanismo de fango.

Se han diferenciado dos grandes cambios en el estilo deposicional contornítico del talud medio del Golfo de Cádiz:

A) Existe un primer cambio importante en la arquitectura estratigráfica a partir de la MPR que ha estado controlado por la actividad tectónica del área de estudio, que a su vez ha influido en las variaciones de las características oceanográficas de la MOW y su interacción con el fondo submarino. Como rasgos destacables son los cambios en el estilo deposicional que dan lugar a diferentes tipos de depósitos contorníticos activos o inactivos, así como la actividad o inactividad de fosas y canales contorníticos.

B) Un segundo gran cambio más reciente dentro de la arquitectura estratigráfica tiene lugar desde el Pleistoceno superior, condicionado por una fase de deformación que produjo cambios en la morfología del fondo así como cambios en las condiciones del patrón de circulación de la MOW. En este sentido cabe destacar que desde el Pleistoceno superior se instala el patrón de circulación que actualmente existe y que comprende una red jerarquizada de surcos erosivos, canales y fosas contorníticas, cañones submarinos, y valles marginales, que antes no se habían desarrollado en su totalidad. Esta dinámica oceanográfica genera un sistema deposicional complejo compuesto por ondas sedimentarias y lóbulos de desbordamiento en la zona meridional del margen, el dominio de los depósitos en lámina deformados y monticular fósil en la zona central, y el desarrollo cuerpos contorníticos adosado, mixto, monticulares separados y depósitos en lamina en la zona septen-trional.

Se quiere resaltar que aunque se haya dispuesto por primera vez de dataciones a tres escalas diferentes: Cuaternario, Pleistoceno superior y Holoceno, pudiendo con ello haber afinado sobre la influencia de los cambios del nivel del mar en la circulación de la MOW y en el desarrollo de secuencias deposicionales contorníticas del Golfo de Cádiz, tanto el modelo secuencial como el evolutivo no dejan de ser modelos tentativos, cuya teoría tendría que ser confirmada a partir de correlaciones con otras áreas de estudio, así como con la realización de más dataciones en futuros sondeos profundos.

Anexo: Recursos energéticos y minerales asociados a los depósitos contorníticos del Golfo de Cádiz

261

Anexo: RECURSOS ENERGÉTICOS Y MINERALES ASOCIADOS A LOS DEPÓSITOS CONTORNÍTICOS DEL GOLFO DE CÁDIZ

Los sistemas deposicionales contorníticos contienen importantes recursos energéticos y recursos minerales e industriales, cuya distribución está en estrecha relación con su ubicación dentro de los dominios y provincias fisiográficas marinas (Fig. 1) así como por las características geodinámicas, geoquímicas, cambios eustáticos recientes, hidrodinámicas, y batimétricas. (Burns, 1979: Teleki, et al., 1987; Bearmon, 1989 a y b; Earney, 1990; Seibol y Berger, 1993).

Figura 1. Distribución de los recursos, tanto energéticos como minerales, en el medio marino profundo (Hernández-Molina, 2000).

1. YACIMIENTOS DE HIDROCARBUROS

Se trata de yacimientos de petróleo y gas natural (Teleki, et al., 1987; Bearmon, 1989 b; Earney, 1990; Seibol y Berger, 1993). Desde un punto de vista de la Geología del Petróleo interesan por un lado los depósitos de los taludes continentales en especial los depósitos de black shales como potenciales rocas madres, y los depósitos clásticos como posibles rocas almacén de hidrocarburos (Fig. 2) (Galloway y Hobday, 1983; Stow, 1985; Enos, 1985; Mullins y Cook, 1986; Bouma , 1989; Pickering et al., 1989; Einsele, 2000).

En el Golfo de Cádiz la cuenca miocena del Guadalquivir y su prolongación al golfo ha sido objeto de exploración de hidrocarburos proporcionando numerosos descubrimientos de gas desde los años 50 (Ríos, 1958; Perconig y Martínez Díaz, 1977; ITGE, 1990).


262

Desde hace décadas se han venido realizando pozos de exploración así como registros sísmicos profundos, los cuales han permitido reconocer la arquitectura sedimentaria y las relaciones espaciales y temporales de los cortejos sedimentarios y secuencias de depósito que albergan los sedimentos neógenos de la cuenca (Martínez del Olmo et al., 1984; 1996; Riaza y Martínez del Olmo, 1996; Ledesma, 2000).

No hay evidencias de posibles fuentes de petróleo en el Golfo de Cádiz, pero si se conoce la existencia de importantes yacimientos de gases en zonas someras de la plataforma continental, relacionados con los depósitos arenosos turbidíticos del Plioceno, y actualmente en explotación por REPSOL-YPF (Martínez-del-Olmo y Riaza, 1996, 1998) así como emisiones actuales en el fondo marino a menos de 100 m de profundidad (Baraza y Ercilla, 1996).

Con los recientes avances tecnológicos de perforación submarina de las compañías de petróleo se han empezado a explorar las regiones oceánicas más profundas con el interés de encontrar nuevos yacimientos y campos de hidrocarburos (Fig. 2). En el Golfo de Cádiz se han realizado diversos descubrimientos de campos de hidrocarburos desde los años 70, como por ejemplo los sondeos B1, C1 y C2, los cuales empezaron a producir en 1990, siendo Repsol la operadora (Ledesma, 2000).

Hasta hace algunos años se pensaba que los depósitos contorníticos podían tener asociados excelentes rocas madres de hidrocarburos, pero que carecían de buenas rocas almacén (Pickering et al., 1989). Sin embargo en la actualidad se ha podido comprobar que los depósitos contorníticos arenosos, así como los

Figura 2. La perforación oceánica para la exploración de hidrocarburos esta cada vez más encaminada hacia la prospección de medios sedimentarios profundos, constituyendo los depósitos comtorníticos unos medios de gran interés petrolífero (de Scholle, 1996 a, 1997).


263

abanicos contorníticos pueden constituir unas excelentes rocas almacén, siendo su modelización y el trazado de la geometría de los reservorios, algunos de los aspectos que se están estudiando en la actualidad (Scholke, 1997; Stow et al., 1998; Shanmugan, 2000; Stow y Johansson, 2000; Wynn y Stow, 2002; Habwood et al., 2002).

2. GAS LIBRE E HIDRATOS DE GAS

La aparición de gas en sedimentos marinos siempre es de gran interés, tanto por parte de la comunidad científica como por parte de las compañías petrolíferas. El gas en los depósitos contorníticos actuales puede aparecer como yacimientos de Gas libre o como Hidratos de Gas.

2.1. Gas libre en los sedimentos

Mediante métodos indirectos es posible reconocer la presencia de gas en la sedimentación contornítica dentro de dos contextos diferentes: como gas libre con expresión en la superficie del fondo del mar, o como gas en los sedimentos. El gas somero, como gas libre, suele ser en la mayoría de los casos gas metano. Autores como Baraza y Ercilla (1996); Somoza et al., 2003; Díaz del Río et al., 2003) investigan acerca de la existencia de sedimentos con gas en el Golfo de Cádiz y el cambio inducido por el gas en las propiedades de dichos sedimentos.

2.1.A. Gas libre en la superficie del fondo del mar

Desde el año 1999, se han realizado numerosas campañas con el objetivo principal de cartografiar los grandes edificios de emisiones submarinas en el margen hispano-marroquí del Golfo de Cádiz (Fig. 3).

Durante la campaña TTR-9 (UNESCO-IOC 1999), fueron identificados una serie de volcanes de fango y chimeneas carbonatadas relacionadas con emisiones de metano (Ivanov et al., 2000; Somoza et al., 2000, 2003; Gardner, 2001; Pinheiro et al., 2003).

Figura 3. Localización de los principales ejemplos de emisiones de gas identificadas en el Golfo de Cádiz: 1.- Volcanes de Fango; 2.- Conos de fango con chimeneas carbonatadas asociadas a emisiones de metano; 3.- Otras estructuras circulares (Somoza et al., 2003).

9ºW

9ºW

35ºN

36ºN 36ºN

37ºN 37ºN

8ºW

8ºW

7ºW

7ºW

6ºW

6ºW

Guadalquivir

Bank

100 m contour

Gibraltar

Strait

4000m3000m

2000m

1000m

Bonjardim

Olenin

Ribeiro

Ginsburg

Rabat

StudentBaraza

AdamastorYuma Kidd

TASYO

Anastasya

Almazan

TarsisPipoca

CibelesIberico field Faro

Aveiro

DPM Field

TASYO field

GDR field

SPM Field

TTR

Horseshoe Abyssal Plain

Portimao Canyon

123


264

1Km

7100

ms

Volcán de fangoANASTASYA

NOSE

Drift laminar Faro-Cádiz

ANAS00-22

7º12’ 7º8’ 7º4’

ANASTASYA

7º16’

36º3

2’36

º28’

Han sido numerosas las evidencias de emisiones de hidrocarburos en el margen continental del Golfo de Cádiz (Fig. 3), como:

– Depresiones en el talud superior (Pockmarks) (Baraza y Ercilla, 1996; Rodero, 2001) (Fig. 4).

Figura 4. Ejemplo de Pockmarks localizados en el talud superior del Golfo de Cádiz.

– Volcanes de fango (Mud volcano) (Fig. 5), Domos (Seebed domes), Diapiros de fango (Mud diapirs), Morfologías monticulares (Gas mound), y Estructuras de colapso (Collapse structure) (Fig. 3) (Somoza et al., 2000b; 2002; 2003; León et al., 2001; Gardner, 2001; Ivanov et al., 2001; Pinheiro et al., 2003). Cuando este gas se mezcla con salmueras densas (agua con mucho contenido en sales), y sale hacia la superficie del fondo del mar, produce unos edificios similares a volcanes, que se les denomina “volcanes de fango” (Fig. 5) y se caracterizan por la presencia de grandes cantidades de metano.

Figura 5. Ejemplo de un volcán de fango localizado en el talud medio del Golfo de Cádiz. A) Ejemplo de batimetría en 3D obtenida con el sistema Multihaz. B) Ejemplo de sísmica Sparker. (Somoza et al., 2003)


265

– Chimeneas carbonatadas (Fig.- 6) (Díaz del Río et al., 2001, 2003).

Figura 6. Fotografías de distintos ejemplos de chimeneas carbonatadas recogidas durante la campaña Anastasya 00/09: A) Tipo Helicoidal; B) Tipo cónica bifurcara en dos; C) Tipo monticular de color amarillo claro; D) Con tres

bifurcaciones curvadas en la parte alta de la chimenea cilíndrica; E) Tipo cilíndrica en forma de tubo; F) Tubo cilíndrico con una terminación redondeada; G) Cilíndrica en tubo con protuberancias a la base; H) Típica chimenea

en tubo cilíndrico; I) Detalles del orificio central dentro de un chimenea cilíndrica con paredes muy gruesas; J) Detalle del orificio de la punta de una chimenea del tipo monticular; K) Detalle de un orificio central de una

chimenea tubo muy con paredes muy finas. (Díaz del Río et al., 2003)


266

Figura 7. Ejemplo de perfil 3.5. kHz se observan apantallamientos acústicos en las zonas próximas al talud superior del Golfo de Cádiz donde por presencia de

gas en el sedimento (Tomado de Lobo, 1999).

En el año 2000 y 2001, durante las campañas Anastasys00/09 y 01/09, se identificaron, en el margen español desde los 500 a los 5200 m de profundidad, un gran número de estructuras circulares interpretadas como volcanes de fango, numerosos cráteres en el subsuelo marino y cicatrices de deslizamiento, así como el muestreo de volcanes de fango y chimeneas carbonatadas (Figs. 5 y 6) (Somoza et al., 2000; 2002; 2003; Díaz del Río et al., 2003).

2.1.B. Gas en los sedimentos

Las acumulaciones de microburbujas de gas en el sedimento causan absorción y scattering del sonido en las frecuencias cercanas a su frecuencia de resonancia, así como un cambio en la velocidad del sonido. Ello produce un resultado muy significativo en los registros sísmicos y acústicos marinos (Hovland y Judd, 1988), por lo que a menudo la detección de sedimentos infrayacentes cargados de gas se realiza mediante métodos sísmicos de alta resolución.

El gas presente en los sedimentos dispersa o atenúa la energía acústica, limitando la penetración. Una cantidad tan pequeña como un 0,1% del volumen total en forma de burbujas de gas ya hace disminuir la velocidad inicial de las ondas a un tercio (Taylor, 1992). Este efecto es denominado como apantallamiento acústico en general.

Los perfiles de reflexión sísmica muestran las zonas cargadas de gas como áreas difusas de reflexiones incoherentes (Fig. 7).

Los límites de estos sedimentos con gas se caracterizan por ser áreas circundantes donde la penetración y la resolución son normales (ventanas acústicas) (Lobo, 1999; Rodero, 1999). En los sedimentos contorníticos del Golfo de Cádiz se ha reconocido la presencia de gas a partir de estos apantallamientos acústicos (Fig. 7).


267

2.2. Los gases hidratados: una revolución científica, económica y medio-ambiental El descubrimiento de los Hidratos de Gas ha suscitado un interés repentino tanto en la comunidad científica como en los organismos estatales dedicados a la investigación de recursos naturales, o en empresas de exploración de hidrocarburos.

Este interés viene provocado en primer lugar porque las primeras evaluaciones científicas estiman que el volumen de gas contenido en los reservorios de hidratos puede exceder al doble de las reservas mundiales de gas conocidas actualmente. En segundo lugar la comunidad científica sospecha que repentinas y masivas disociaciones de este "gas helado" provocadas por deslizamientos submarinos, terremotos, etc., puedan iniciar la emisión de grandes volúmenes de metano a la atmósfera, acelerando el efecto invernadero, y a su vez el calentamiento global de la Tierra.

Los gases hidratados, hidratos, clatratos, o "hielo inflamable" constituyen un sólido, una sustancia cristalina compuesta de agua y gas (en una concentración muy alta), que macroscópicamente se parece al hielo (Figs. 8 y 9), aunque su estructura cristalina no es hexagonal, sino polihédrica.

La unidad celular está compuesta por un número diferente de moléculas de agua, y unos huecos polihédricos en los que se encuentran las moléculas de gas, estabilizando toda la estructura cristalina. La composición de los hidratos muestra que el metano es el constituyente mayoritario (un 99,9% del total en general) (Brooks et al.,1991), no obstante se ha determinado etano, CO2, SH2, propano, isobutano, N2, y He.

Figura 9. Estructura de una molécula de un Hidrato de Gas y fotografías de su aspecto en el fondo del mar.

Figura 8. Fragmento de Hidratos de Gas obtenido en el Golfo de Cádiz en el año 2000, con el buque oceanográfico "Professor Logachev", y a través del programa TTR (Training Trough Research) financiado por la Comisión Oceanográfica Internacional (COI) de la UNESCO.


268

El origen del gas generalmente proviene de gas biogénico de baja temperatura, que se forma a una mayor profundidad en el subsuelo a partir de niveles sedimentarios ricos en materia orgánica que se degradan por la acción de las bacterias anaeróbicas (Brooks et al., 1991). No obstante el gas también puede tener un origen metagénico producido por una alta temperatura durante la metagénesis.

Desde los primeros trabajos hasta la actualidad se ha venido caracterizando las condiciones de estabilidad y la distribución de los Hidratos de Gas en el fondo de las actuales cuencas marinas (Lowrie et al., 1997; Van Weering et al., 1997; Ginsburg y Soloviev, 1998). La presión y la temperatura son los parámetros de equilibrio que controlan la zona de estabilidad de los hidratos (Hydrate Stability Zone. HSZ) en el fondo.

La distribución del gas hidratado es muy amplia ya que depende de las condiciones de presión y temperatura, generación de gas, y dinámica de fluidos. Se requiere una baja temperatura (menos de 7ºC) o bien una alta presión hidrostática (más de 300 m de lámina de agua).

Según Kvenvolden y Barnard (1983) más de un 90% de los fondos marinos tiene las condiciones de estabilidad de temperatura y presión necesarias para la existencia de Hidratos de Gas. Se reconocen desde los 300 m de profundidad hasta los 4000 m y, en el subsuelo, la zona de estabilidad de hidratos tiene un espesor también muy variable en función de la profundidad. Desde unos pocos centímetros hasta 1100 m de espesor a 400 m de profundidad.

Los indicios a partir de los cuales se ha podido identificar la presencia de Gases hidratados han sido:

1) Sondeos marinos, 2) Presencia en los perfiles sísmicos de un reflector denominado Bottom Simulation Reflector o BSR (Shipley et al., 1979; Fannin, 1980; Miller et al., 1991 Gaedicke et al., 1997; MacDonald, 1997; Yun et al., 1999), 3) Reducción en la velocidad de propagación de sonido donde se tiene Gas Libre y aumento donde está el Hidratos de Gas (Anderson y Bryant, 1990), 4) Estructuras sedimentarias (Emery, 1974; Lance et al., 1998; Yun et al., 1999). Lance et al. (1998), 5) Indicadores Geoquímicos, 6) Movimientos gravitacionales de Masas (Paull et al., 1996; Cayocca et al., 1998; Nisbert y Piper, 1998), 7) Diagrafías, 8) Análisis de muestras, 9) Biota específica, como la presencia de bacterias quimiosintéticas o de arrecifes de coral (Van Weering et al., 1997; Henriet et al., 1998).

La importancia y el interés de los hidratos de gas se pueden considerar desde 3 puntos de vista:

1. Como un importante Recursos Energético, tanto por ser fuente de gas natural, como por ser sellos potenciales estratigráficos de grandes cantidades de gas libre bajo ellos.

Se considera a los gases hidratados como una de las fuentes mas importantes de recursos energéticos mundiales, muy por encima de la reservas convencionales conocidas actualmente. Las reservas que se estiman de C asociado a los Hidratos de Gas son de 104 gigatones, lo que significa el doble de C que hay en todos los combustibles fósiles que se conocen (Haq, 1995, 1997; Dickens et al., 1997; MacDonald, 1997; Ginsburg y Soloviev, 1998; Laberg et al., 1998).

2. Con relación al Cambio Climático al ser el metano un importante gas invernadero (Haq, 1995, 1997; Van Weering et al., 1997; ). Como "gas invernadero", el metano contenido en el aire es 20 veces mas efectivo que el dióxido de carbono para absorber la energía calorífica solar, y así provocar una mayor calentamiento de la temperatura del aire.

Teniendo en cuenta que el metano contenido en los fondos oceánicos en forma de Hidratos de Gas es aproximadamente 3,000 veces el contenido en la atmósfera, la capacidad de los Hidratos de Gas submarinos como potencial agente provocador del "efecto invernadero" es enorme.


269

3. Desde un punto de vista Geotécnico, ya que la presencia de Hidratos en los sedimentos marinos supone un cambio en las condiciones físicas y mecánicas de dichos sedimentos, lo que tiene consecuencias en cuanto a la dinámica de fluidos en poros, a la compactación por perdida de volumen de los sedimentos así como a una mayor facilidad en la generación de procesos gravitacionales de masas (Henriet y Mienert, 1998).

Los deslizamientos submarinos pueden provocar tsunamis y pueden dejar escapar grandes cantidades de metano a la atmósfera (Nisbert y Piper, 1998). La relación causa-efecto entre los grandes deslizamientos submarinos a nivel mundial y los gases hidratados, es otro de los retos científicos abiertos con el descubrimiento de los gases hidratados

Se ha comprobado que las zonas de inicio de la mayoría de los grandes deslizamientos submarinos coinciden donde la zona de estabilidad de los hidratos intersecciona el fondo marino. Paull et al. (1996) constatan un aumento en la frecuencia de los deslizamientos de los márgenes continentales del Sur del ascenso continental de Carolina y Blake Ridge, al SE de los Estados Unidos durante las bajadas del nivel del mar por encima de los sedimentos con gases hidratados.

4. La vida submarina en zonas de emisión de metano se consideraba, en las últimas décadas, inexistente debida a las condiciones físico-químicas ambientales. Sin embargo, recientemente, exploraciones científicas con submarinos autónomos que alcanzan profundidades de 1000 metros, han observado la presencia de numerosos organismos como mejillones, estrellas de mar, gusanos tubícolas alargados y el descubrimiento del denominado "gusano de hielo. Estos organismos viven gracias a su simbiosis con bacterias "quimiosinteticas".

La primera vez que se testifican Gases Hidratados en los sedimentos contorníticos del Golfo de Cádiz fue en el año 2000 durante la campaña TTR-10 a partir de los datos de imágenes multihaz de la campaña TASYO 2000. En esta campaña no sólo se cartografían nuevos volcanes de fango sino que se tomaron muestras de gases hidratados en el volcán de fango “Ginsburg” (Mazurenko et al., 2000; Somoza et al., 2003) (Figs. 8 y 10).

La principal zona de intensa actividad de emisiones de metano dentro del Golfo de Cádiz se ha denominado como “TASYO field” y se extiende entre los 36º 15’N- 7ºO y los 35º

Figura 10.- Esquema de las zonas donde puede haberse producido importantes emisiones de metano dentro del margen continental del Golfo de Cádiz (Somoza et al., 2003).


270

45’N- 7º 30’O, con profundidades entre los 750 y 1050 m (León et al., 2001; Somoza et al., 2003) (Fig.- 10).

Este área tiene la particularidad de estar circundada por uno de los principales canales de la corriente mediterránea profunda en su salida desde el Estrecho de Gibraltar.

Según los datos obtenidos con las sondas XBT de temperatura-profundidad y con los datos de gradiente geotermal del subsuelo (2.89ºC/100 m) el límite de estabilidad de los hidratos en el Golfo de Cádiz comienza sobre los 680 m cuando existe Agua Atlántica (NADW) mientras que no se alcanza hasta los 850 m cuando el fondo marino está influenciado por la corriente Mediterránea (MOW) con temperaturas en el fondo entre los 12-13ºC (Somoza et al., 2000, 2003).

Esto supone que existan zonas que actualmente estén en continuo proceso de desestabilización en función de la variabilidad de las masas de agua oceánicas, y que pueden dar origen a morfologías características en el fondo marino (Fig. 11) (Somoza et al., 2003).

Asimismo, si se tiene en cuenta el descenso de temperatura de las masas de agua durante periodos glaciares, esta zona de desestabilización de hidratos se extendería desde los 500 m hasta los 850 m, abarcando el talud superior del Golfo de Cádiz (Somoza et al., 2003).

Figura 11. En la primera imagen se representa una vacuola de desestabilización del gas hidratado obtenido en la testificación de un volcán de fango en la campaña ANASTASYA’0900. En la imagen de batimetría en 3D se indica el área dentro del Golfo de Cádiz donde puede darse una desestabilización de los hidratos de gas por la circulación de

la corriente mediterránea de Salida (MOW).

Áreas de inestabilidad de hidratos de gas asociadas a la Corriente Mediterránea


271

BSRGas libre

Facies trasparentes

Diapiros Diapiros

Tiem

po d

oble

en

s.

2.0

2.2

2.42750 m

En algunos perfiles sísmicos de Sparker se ha podido determinar dentro de los depósitos contorníticos la presencia de Hidratos de Gas a partir de la BSR (Fig. 12) (Somoza et al., 2000).

Figura 12. Perfil en el que se resalta el Bottom Simulation Reflectoro BSR que determina la presencia de Hidratos de Gas en los sedimentos del talud inferior del Golfo de Cádiz (Somoza et al., 2000).

3. NÓDULOS Y COSTRAS DE HIERRO-MANGANESO

Los depósitos de manganeso están muy extendidos por el fondo marino, formando parte de nódulos y costras (Figs. 13, 14 y 15).

Los nódulos de manganeso son aglomeraciones negras de minerales como el óxido de manganeso y el óxido de hierro (Fig. 13).

Figura 13. Fotografías de nódulos de manganeso recogidas durante la Campaña ANASTASYA’0901 en ambientes con una activa circulación de corrientes de fondo.


272

Los óxidos de hierro-manganeso suceden como silicatos de tamaño de grano fino o masa rica en óxido de hierro asociada con granos de minerales detríticos y componentes biogénicos. Estos depósitos están con frecuencia asociados con las corrientes profundas y a diferentes tipos de contornitas ya que cuando la tasa de sedimentación es baja, se favorece el crecimiento de los nódulos (Kennett, 1982).

Las acumulaciones de sedimentos manganíferos se asocian a la formación de los drifts contorníticos en la manera que ambos están relacionados con canales (Gonthier et al., 1984; Faugères y Stow, 1993). Faugères y Stow (1993) proponen a este tipo de depósitos como sedimentos contorníticos ferromanganíferos (Manganiferrous contourites) debido a que su origen está parcialmente controlado por las corrientes de contorno.

En el Golfo de Cádiz se han encontrado nódulos de manganeso asociados a canales contorníticos normalmente con un tamaño que oscila entre 1 y 10 cm de diámetro (Figs. 13 y 14).

Figura 14. Fotografía submarina tomada en el Golfo de Cádiz durante la campaña ANASTASYA'0901 mostrando como eejemplo un campo de nódulos de manganeso dentro del Canal de Cádiz.

Las costras de ferromagneso tienen una composición mineralógica similar a la de los nódulos de Manganeso y Hierro, poseyendo además Niquel, Cobre y Cinc y Cobalto. Se producen en aguas más someras, lo que implica mayor facilidad de explotación y se desarrollan fijadas a un sustrato duro. Se desarrollan en montañas submarinas así como en las porciones sumergidas de las islas entre los 300 y 2.500 m de profundidad.

Con el aumento de la profundidad los depósitos se hacen más finos y se desarrolla una cobertera continua que produce una mayor abundancia de Mn por unidad de área respecto de los campos de nódulos polimetálicos.


273

Se generan mediante procesos hidrogenados por la absorción y otras reacciones químicas superficiales. Al igual que en los nódulos es el tiempo el factor fundamental, de manera que cuanto mayor tiempo mayor es el desarrollo de las cortezas de feromanganeso.

En el Golfo de Cádiz se han tomado muestras de Costras de ferromanganeso en el talud medio, en zonas de depósito de donde afecta la Corriente Mediterránea, como las muestras que se recogieron en el Banco de Guadalquivir y en la Dorsal de Guadalquivir durante las Campañas Oceanográficas Anastasya’ 00 y 01 (Fig. 15).

El estudio de estas costras puede ser interesante para el estudio de las contornitas en la medida que se han obtenido costras y nódulos de Mn que se pudieron relacionar con etapas glaciares e interglaciares (Khun et al., 1996; Koschinsky et al., 1996), por lo tanto la obtención y datación de dichos depósitos podrían facilitar la datación y la evolución de los sistemas contorníticos.

Figura 15.- Ejemplos de costras de ferromanganeso recopiladas durante las Campañas Oceanográficas ANASTASYA’0900 y ANASTASYA'0901.

X. Referencias

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X. REFERENCIAS

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