Una vuelta por la Formación Camaná

La Formación Camaná de la región costera del departamento de Arequipa representa una de las más relevantes unidades estratigráficas clásticas marinas reportadas para finales del Oligoceno y el Mioceno en el sur del Perú. Como tal, posee una serie de rasgos sedimentarios distintivos que la caracterizan desde el punto de vista sedimentológico. Lo que permite entender su geodinámica y esbozar la paleogeografía de sus ambientes de depósito. Asimismo, su estudio cobra importancia al revisar a detalle las secuencias sedimentarias que forman parte de ella, de modo que pueden ser interpretadas dentro del marco estratigráfico secuencial. Con el objetivo de tener una idea más particular de cada uno de estos aspectos, se muestra a continuación la descripción e interpretación de una columna estratigráfica levantada en la quebrada Bandurria al noreste de la ciudad Camaná (Fig. 1).

Figura 1. Afloramientos de la Formación Camaná dividida en tres niveles estratigráficos (denominados aquí como A, B y C) en la quebrada Bandurria. Esta unidad sedimentaria sobreyace al basamento de dioritas y granitos representados en color rojizo y rosáceo, respectivamente.

En esta localidad la Formación Camaná se divide en tres niveles estratigráficos los que han sido denominados arbitrariamente A, B, C que son cartografiables de acuerdo a su litología y a la variación del tamaño de grano de sus secuencias. De los cuales sólo se tiene registro de los dos primeros, que en conjunto suman un espesor aproximado de 264 metros.

El nivel A, de arreglo granodecreciente, presenta una sucesión de estratos con gradación normal y que en la base de cada uno de éstos se exhiben marcadas superficies de erosión irregulares (Fig. 2.1). La parte inferior e intermedia de este nivel (18-100m) está constituida por conglomerados de gránulos, guijarros y cantos; y areniscas de grano grueso los que tienen como fragmentos líticos a conchillas calcáreas rotas cementadas, granos de cuarzo subredondeado, detritos de granito y magnetita. Ambas litologías poseen abundantes rizaduras de corriente, estructuras acanaladas y figuras de escape de agua. En la parte superior (133-150m), se observan limolitas y areniscas líticas de grano fino a medio con estratificación cruzada bajo la forma de laminaciones oblicuas curvas tangenciales (sigmoidales) y ondulares.

El nivel B, de arreglo granocreciente, presenta una sucesión de estratos con gradación inversa que tienen mayormente superficies concordantes, a excepción de las superficies erosivas observadas en la base de los conglomerados (Fig. 2.2). La parte inferior e intermedia (150-207m) está constituida por conglomerados de guijarros y cantos; y areniscas de grano medio cuya composición de fragmentos líticos es similar al de las facies del nivel A, con un incremento en la proporción de abundancia de clastos de granito. Asimismo, se observan estructuras acanaladas y de sobrecarga junto a laminaciones ondulares que lateralmente pasan a rizaduras de corriente y laminaciones horizontales. En la parte superior (207-264m) existe el predominio de barras de areniscas líticas de grano medio con estratificaciones cruzadas de escala métrica compuestas por laminaciones oblicuas, ondulares, bipolares y horizontales de bajo ángulo.

Figura 2. Columna estratigráfica de la Formación Camaná en la quebrada Bandurria. Las flechas incluidas en 1 y 2 señalan a superficies de erosión sinsedimentarias irregulares también conocidas como gutter casts.

Según estas evidencias, la parte inferior e intermedia del nivel A es interpretado como una llanura de delta que hacia el tope migra hacia el frente de un delta. Desde la parte inferior del nivel B se tienen facies conglomerádicas del canal de un delta cuyos sistemas fluviales erosionan a sus propios paleorelieves así como a los del basamento granítico-diorítico. El funcionamiento de estos sistemas permite la continuidad en el desarrollo del delta hasta su tope. De tal forma que la parte intermedia a superior del nivel B es interpretada como la instauración de facies de línea de costa tales como barras arenosas longitudinales (o de desembocadura) y de playa con influencia mareal.

Entonces, los niveles A y B se agrupan en sets de parasecuencias que son susceptibles al estudio secuencial de acuerdo al cambio de los ambientes de depósito interpretados y a su respectivo espesor. De tal modo que en un gráfico X-Y se ubica cada uno de dichos ambientes (en puntos) obteniendo así una curva relativa de los desplazamientos de la línea de costa a través de un eje horizontal mar-continente, y que por lo tanto refleja cuatro movimientos relativos del nivel del mar (Fig. 3). Siendo éstos: una caída forzada (regresión) o progradación correspondiente a un FSST (Falling Stage System Tract), un levantamiento o retrogradación para un TST (Transgressive System Tract) el cual está separado mediante un límite de secuencia SB (sequence boundary) de un subsecuente FSST, al que le prosigue una progradación por regresión normal correspondiente a un HST (Highstand System Tract).

Figura 3. Análisis estratigráfico secuencial de los niveles estratigráficos A y B de la Formación Camaná tomando en cuenta la determinación de parasecuencias y los cambios eustáticos inferidos.

De esta manera, la interpretación sedimentológica y el análisis secuencial sugieren que la sedimentación de la Formación Camaná estuvo gobernada por procesos litorales representados por la desembocadura de un delta sobre el mar. Igualmente, la paleogeografía de esta unidad estratigráfica en la quebrada Bandurria es rastreable según las posiciones de la línea de costa a razón del avance y/o retroceso NO-SE de esta parte del delta principal. Tal como se indica que en la figura 3, para la acumulación o acomodación de las secuencias sedimentarias marinas que afloran en continente fue necesaria cierta subsidencia tectónica que tomó lugar entre los sendos periodos de mar alto y bajo. Los que se caracterizan por cambiar rápida y directamente de patrones de apilamiento (stacking patterns) progradantes (FSST) a retrogradantes (TST o HST) sin la necesidad aparente de llegar a un nivel de mar bajo estrictamente dicho. Por lo que el eustatismo también es un factor fundamental dentro de la geodinámica miocena, que en base a lo resuelto anteriormente está ligado a una alta tasa de sedimentación sobre la margen costera como resultado del levantamiento andino en el intervalo Paleógeno-Neógeno.

Referencias:

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Links utilizados:

Servicio Geológico de Colorado: http://bit.ly/2wjn5pf Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS): http://bit.ly/2fOv6M