recent mass-movement processes on the ebro...
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ÍNDICE GENERAL AGRADECIMIENTOS………………………………………………………………………………….... 9 PROLOGO………………………………………………………………………………………………... 11 OBJETIVOS……………………………………………………………………………………………….
13
RESUMEN ..……………………………………………………………………………………………… 15 Introducción..……………………………………………………………………………………………. 19 Recent Mass-Movement Processes on the Ebro Continental Slope (NW Mediterranean)... 21 Acoustic Evidences of Gas in the Continental Slope Sediments of the Gulf of Cadiz (E Atlantic)..…………………………………………………………………………………………………. 24 Physical Properties and their Relationship to Texture and Consolidation Effects in Pliocene-Quaternary Sediments from Madeira Abyssal Plain. ………………………………... 26 Physical Properties and their Relationship to Sedimentary Processes and Texture inSediments from Mud Volcanoes in The Anaximander Mountains (EasternMediterranean) …………………………………………………………………………………………. 28 Physical and Geotechnical Properties and Assessment of Sediment Stability on theContinental Slope and Basin of the Bransfield Basin (Antarctica Peninsula) ……………… 30 Discusión y Conclusiones…………………………………………………………………………….
32
CAPÍTULO 1: INTRODUCCIÓN ………………………………………………………………………. 35 1. Sedimentos Marinos e Inestabilidades………………………………………………………...... 39
1.1. El medio marino versus el continental.……………………………………………….... 40 1.2. Definiciones, tipos y clasificación de las inestabilidades submarinas…………….... 41 1.3. Caracterización de los movimientos de masa………………………………………… 48 1.4. Caracterización del riesgo geológico………………………………………….............. 49
2. Metodología…………………………………………….…………………………………………….. 52 2.1. Propiedades físicas..…………………………………………………………………...... 53 2.2. Multi sensor core logger (MSCL)............……………………………………………..... 53
2.2.1. Densidad…………………………………………………………………….... 54 2.2.2. Susceptibilidad magnética………………………………………………...... 56 2.2.3. Velocidad de ondas P (Pw)……………………………………………….... 59
2.3. Propiedades físicas y tiempo de almacenaje de los testigos de sedimento............. 61 3. Cinco Marcos Geológicos…………………………………………….………………………….... 64 Bibliografía.………………………………………………………………………………………………
68
CAPÍTULO 2: RECENT MASS-MOVEMENT PROCESSES ON THE EBRO CONTINENTALSLOPE (NW MEDITERRANEAN) …………………………………………………………………….. 75 Abstract ………………………………………………………………………………………………….. 79 1. Introduction ………………………………………………………………………………………….. 80 2. Setting ………………………………………………………………………………………..……..... 82
2.1. Structural features and sedimentary structure ……………………………………….. 82 2.2. Oceanography ……………………………………………………………………………. 83 2.3. Seismicity …………………………………………………………………………………. 83
3. Methods ………………………………………………………………………………………………. 84 4. Morphology ………………………………………………………………………………………….. 84 5. Seismic Evidences of Mass-Movement Features on the Ebro Continental Slope ……… 85
5.1. Erosive surfaces associated to submarine canyons …………………………………. 85 5.2. Slides on submarine canyons ………………………………………………………….. 875.3. Slides on the open continental slope ………………………………………………….. 89 5.4. Mass-flow deposits on the open continental slope …………………………………... 91
6. Discussion …………………………………………………………………………………………… 92 6.1. Geological significance ………………………………………………………………….. 92 6.2. Triggering mechanisms …………………………………………………………………. 95 6.3. Distribution and variability of mass-movement features …………………………….. 97
7. Conclusions …………………………………………………………………………………………. 98 Acknowledgements…………………………………………………………………………………….. 100 References……………………………………………………………………………………………….. 101
CAPÍTULO 3: ACOUSTIC EVIDENCES OF GAS IN THE CONTINENTAL SLOPESEDIMENTS OF THE GULF OF CADIZ (E ATLANTIC). …………………………………………… 105 Abstract…………………………………………………………………………………………………... 109 1. Introduction…………………………………………………………………………………………… 110 2. Methods……………………………………………………………………………………………….. 111 3. Geological and Oceanographical Background………………………………………………… 112
3.1. Geological background ………………………………………………………………….. 112 3.2. Oceanographic setting …………………………………………………………………... 113
4. Geophysical Evidences of Gas in the Gulf of Cadiz ………………………………………..... 114 5. The Area with Gas Charged Sediments…………………………………………………………. 115 6. Pockmark Area……………………………………………………………………………………….. 116 7. Gas Seepage Area…………………………………………………………………………………… 117 8. BSR-like Reflections ……………………………………………………………………………….. 119 9. Discussion……………………………………………………………………………………………. 121 10. Origin of the BSR-like Reflections: Gas Hydrate Evidence? ……………………………… 123 11. Conclusions…………………………………………………………………………………………. 126 Acknowledgements……………………………………………………………………………………. 126 References ……………………………………………………………………………………………….
127
CAPÍTULO 4: PHYSICAL PROPERTIES AND THEIR RELATIONSHIP TO TEXTURE AND CONSOLIDATION EFFECTS IN PLIOCENE-QUATERNARY SEDIMENTS FROM MADEIRAABYSSAL PLAIN.………..………………………………………………………………………………. 131 Abstract ………………………………………………………………………………………………….. 135 1. Introduction…………………………………………………………………………………………… 136 2. Methodology………………………………………………………………………………………….. 137
2.1. On-board measurements ……………………………………………………………….. 137 2.1.1. Multi-sensor core logger.……………………………………………………. 137 2.1.2. Discrete measurements …………………………………………………..... 138
2.2. Post-cruise laboratory analyses ………………………………………………………... 139 2.2.1. Grain-size analyses …………………………………………………………. 139 2.2.2. Calcium carbonate analyses ………………………………………………. 139
3. Results………………………………………………….……………………………………………... 140 3.1. Multi-sensor core logger ………………………………………………………………… 140
3.1.1. Grape bulk density ………………………………………………………….. 140 3.1.2. Magnetic susceptibility ……………………………………………………… 141 3.1.3. Acoustic velocity …………………………………………………………….. 143
3.2. Discrete measurements …………………………………………………………………. 143 3.2.1. Water content and porosity ………………………………………………… 144 3.2.2. Bulk density ………………………………………………………………….. 145 3.2.3. Grain density ………………………………………………………………… 146
3.3. Undrained shear strength ……………………………………………………………..... 148 4. Post-cruise Laboratory Analyses………………………………………………………………… 149
4.1. Grain-size distribution …………………………………………………………………… 149 4.2. Carbonate content ………………………………………………………………………. 151
5. Discussion……………………………………………….………………………………………....... 151 5.1. Relationships among multi-sensor core logger. ……………………………………… 151 5.2. Index property-sediment relationships.………………………………………………… 152 5.3. P-wave velocity ………………………………………………………………………….. 152 5.4. Bulk density ……………………………………………………………………………..... 154 5.5. Carbonate content ……………………………………………………………………….. 155 5.6. Shear strength ……………………………………………………………………………. 157
6. Conclusions…………………………………………………………………………………………... 159 Acknowledgments……………………………………………………………………………………… 160 References………………………………………………….…………………………………………….
161
CAPÍTULO 5: PHYSICAL PROPERTIES AND THEIR RELATIONSHIP TO SEDIMENTARY PROCESSES AND TEXTURE IN SEDIMENTS FROM MUD VOLCANOES IN THEANAXIMANDER MOUNTAINS (EASTERN MEDITERRANEAN)………………………………….. 165 Abstract ……………………………………………….…………………………………………………. 169 1. Introduction…………………………………………………………………………………………… 170 2. Geological Setting…………………………………………………………………………………… 171 3. Methodology………………………………………………………………………………………..... 172 4. Results………………………………………………………………………………………………… 174
4.1. Sedimentology …………………………………………………………………………… 174 4.2. Physical properties.....……………………………………………………………………. 177
4.2.1. Bulk density ………………….………………………………………………. 177 4.2.2. Magnetic susceptibility ………………….………………………………….. 178 4.2.3. Acoustic velocity...……..………………….………………………….……… 180
4.3. Discrete measurements ………….……………………………………………………… 181 4.3.1. Water content ………………………………………………………………... 181 4.3.2. Grain density ……………………………………….………………………... 182 4.3.3. Porosity …..…………………………………………………………………... 183 4.3.4. Undrained shear strength …………………………….……………………. 183
5. Discussion……………………………………………………………………………………………. 185 5.1. Sedimentology: geological significance .………………………………………………. 185 5.2. Physical properties ..…………………………..…………………………………………. 186 5.3. Index properties ………………………………………………………………………….. 188
6. Conclusions…………………………………………………………………………………………... 192 Acknowledgements……………………………………………………………………………………. 193 References………………………………………………………………………………………………..
194
CAPÍTULO 6: PHYSICAL AND GEOTECHNICAL PROPERTIES AND ASSESSMENT OFSEDIMENT STABILITY ON THE CONTINENTAL SLOPE AND BASIN OF THE BRANSFIELD BASIN (ANTARCTIC PENINSULA). …………………………………………………………………... 199 Abstract…………………………………………………………………………………………………... 203 1. Introduction ………………………………………………………………………………………….. 204 2. Geological Setting…………………………………………………………………………………… 204 3. Methodology………………………………………………………………………………………….. 206 4. Results…………………………………………………………………………………………………. 208
4.1. Near-surface seismic features of the core settings ....……………………………...... 208 4.2. Sediment types ………………………………………………………………………….. 210
4.2.1. Texture and composition .…………………………………………………... 210 4.2.2. Sedimentary processes …....……………................................................ 214
4.3. Physical properties ……………………………………………………………………..... 215 4.4. Geotechnical properties ....………………………………………………………………. 216
4.4.1. Index properties: water content ………………………………………….... 216 4.4.2. Consolidation properties ……………………………………………………. 216 4.4.3. Shear strength properties …………………………………………………... 219
5. Discussion…………………………………………………………………………………………….. 222 5.1. Effects of texture and stratigraphy in physical properties ………………………….... 222 5.2. Effects of texture and stratigraphy in geotechnical properties …………………….... 224 5.3. Slope stability analysis. Stability under gravitational loading conditions …………... 225
6. Conclusions………………………………………………………………………………….……….. 227 Acknowledgements.……………………………………………………………………………………. 228 References………………………………………………………………………………………………..
229
CAPÍTULO 7: DISCUSION Y CONCLUSIONES……………………………………………………. 233
1. Caracterización del Margen Continental y Registro Histórico de las InestabilidadesObservables en un Talud Continental………………………………………………………………. 239
1.1. Valoración de los parámetros geológicos de un margen…………………………….. 241 2. Definición de las Facies Sedimentarias, Geometría, Dinámica de Rotura y Evoluciónde los Deslizamientos Submarinos Observados…………………………………………………. 242
2.1. Comparación entre los modelos geotécnicos y sísmicos……………………………. 246 3. Estudio de las Propiedades Físicas, Mecánicas y Elásticas del Sedimento……………... 247
3.1. Relaciones entre las propiedades físicas y las sedimentológicas: El problema inverso………………………………………………………………………. 251
4. Determinación de las Fuerzas y Procesos Mecánicos que Pueden Controlar laDetonación de Deslizamientos y su Evolución…………………………………………………...
253
5. Consideraciones Finales y Perspectivas de Futuro………………………………………….. 256 Bibliografía……..………………………………………………………………………………………... 258
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PRÓLOGO
El estudio de los movimientos de masa submarinos en márgenes continentales y
cuencas marinas tiene importancia desde el punto de vista científico y aplicado así como
una gran relevancia estratégica y social, al permitir predecir, determinar y evaluar áreas
con potenciales riesgos geológicos y los posibles efectos derivados de estos, como por
ejemplo los maremotos. El estudio de las inestabilidades del fondo marino tiene también
una gran importancia para el diseño y construcción de infraestructuras submarinas como
tendidos de cables y tuberías, para el posicionamiento y anclaje de torres y plataformas
así como para la selección de áreas probables donde efectuar vertidos de residuos
industriales y nucleares. El interés en el conocimiento de los procesos de inestabilidad
sedimentaria y sus características deposicionales queda plasmado en los grandes
proyectos científicos nacionales e internacionales que están directamente relacionados
con el estudio de los movimientos de masa submarinos. Entre estos proyectos destacan:
ADFEX (Arctic Delta Failure Experiment, 1989-1992), GLORIA (Geological Long-Range
Inclined Asdic, 1984-1991), STEAM (Sediment Transport on European Atlantic Margins,
1993-1996), ENAM II (European North Atlantic Margin, 1996-1999), STRATAFORM
(1995-2001), COSTA (Continental Slope Stability, 2000-2004) o IGCP-511 (Submarine
Mass Movements and Their Consequences, 2005-2009).
Esta Tesis Doctoral representa una contribución al conocimiento de las
inestabilidades submarinas al abordar aspectos fundamentales en su estudio con
distintas técnicas, diferentes grados de resolución y contextos geológicos. En los trabajos
presentados en este volumen, se hace especial hincapié en el análisis de las propiedades
físicas de los sedimentos marinos como uno de los aspectos centrales en el estudio de
las inestabilidades submarinas. En este sentido, el trabajo realizado utilizando
herramientas como el “Multi Sensor Core Logger” de forma rutinaria se puede considerar
novedoso en nuestro país. Aunque esta herramienta se está convirtiendo en un estándar
en el análisis de testigos de sedimentos marinos, su implantación en los centros de
investigación españoles es hasta el momento minoritario.
Esta memoria presentada como tesis doctoral, se ha concebido como una
integración de tres trabajos publicados y dos en proceso de publicación en revistas
científicas incluidas en el “science citation index”. Este formato de tesis doctoral,
aceptado desde hace tiempo en la Universitat de Barcelona, tiene por su propia
concepción unas características diferenciadoras de las tesis “clásicas”; en este sentido
12
en la presente memoria y atendiendo tanto a los precedentes existentes como a la norma
escrita, se ha optado por incorporar una corta introducción (capítulo 1) donde se detallan
los aspectos más relevantes para la justificación y comprensión del trabajo en su
conjunto. A continuación se presentan cinco artículos (capítulos 2 a 6) que reflejan
aspectos fundamentales en el estudio de inestabilidades submarinas en márgenes
continentales y cuencas, y en diferentes marcos geológicos. Por último, en el capítulo 7
se discute y resume las principales conclusiones de la tesis doctoral.
La integración de diferentes artículos publicados según las normas editoriales
impuestas por diferentes editores en un único trabajo, fuerza a tomar decisiones respecto
al formato final de la memoria. En este sentido se ha optado por homogeneizar la
estructura del texto para facilitar su lectura y proporcionar coherencia al volumen. Pero se
han respetado algunos aspectos concretos de cada formato original como es el caso del
idioma, la estructura de los títulos o de la bibliografía entendiendo que, ésta al estar
separada por artículos no supone ningún obstáculo para la correcta comprensión y
seguimiento del trabajo.
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RESUMEN
Introducción Las inestabilidades submarinas de sedimentos tienen un impacto significativo en
la construcción y evolución de los márgenes continentales y en la transferencia de
sedimentos hacia las zonas profundas de los océanos. También son un factor de gran
importancia económica al poder afectar a estructuras submarinas construidas por el
hombre. Todas las provincias fisiográficas del margen continental presentan fenómenos
de inestabilidad sedimentaria desde la línea de costa hasta el glacis continental. Pero el
número de inestabilidades presentes es significativamente más alto en el talud
continental. De entre los diferentes tipos de movimientos de masa submarinos existentes,
los deslizamientos, las coladas de derrubios y las corrientes de turbidez son quizás los
más abundantes y los que transportan mayores volúmenes de sedimento hacia las zonas
más profundas de los océanos.
La valoración del riesgo geológico asociado a los deslizamientos submarinos
debe tener en cuenta todos los componentes involucrados en el fenómeno, en especial la
caracterización geotécnica de los movimientos de masa. Esto incluye tres elementos
básicos: los materiales, el tipo de movimiento del talud y los estadios de este movimiento.
El estudio y caracterización de las inestabilidades de taludes y su evolución, se ha
abordado siguiendo cuatro aspectos fundamentales: 1) caracterización del margen
continental y registro histórico de las inestabilidades observables en un talud continental;
2) definición de la arquitectura sedimentaria, geometría, dinámica de rotura y evolución
de los deslizamientos; 3) estudio de las propiedades físicas, mecánicas y elásticas del
sedimento; y 4) determinación de las fuerzas y procesos mecánicos que pueden controlar
la detonación de deslizamientos y su evolución.
Las herramientas esenciales para poder llevar a cabo este estudio han sido las
técnicas acústicas como la sísmica monocanal de reflexión de alta y muy alta resolución
(Cañones de aire, sonda paramétrica TOPAS) y las sondas batimétricas multihaz
(EM1000, EM12). Estas técnicas proporcionan una visión regional y de detalle con la que
se puede caracterizar la geometría, estructura interna, cronología etc. de los diferentes
movimientos de masa. Además, se han utilizado técnicas de laboratorio para el estudio
de las propiedades físicas, mecánicas y sedimentológicas de los sedimentos recuperados
con sacatestigos de gravedad; herramientas como el “Multi Sensor Core Logger” (MSCL),
20
equipos para realizar ensayos de consolidación y triaxial o equipos como el sedigraph y
tubo de sedimentación (distribución del tamaño de grano), han sido esenciales.
Esta Tesis Doctoral está compuesta por cinco artículos que reflejan aspectos
fundamentales en el conocimiento de los márgenes continentales y su evolución reciente
desde el punto de vista del estudio de las inestabilidades submarinas y propiedades
físicas en cinco marcos geológicos y ambientales particulares:
El primer artículo está realizado en el talud continental del Ebro, en el
Mediterráneo occidental, que se caracteriza por ser un margen pasivo con una de las
áreas fuente más importante en el Mediterráneo (Río Ebro). La evolución sedimentaria de
este margen ha estado controlada principalmente por los cambios de nivel del mar,
favoreciendo el desarrollo de deltas en la plataforma, valles submarinos, sistemas
turbidíticos e inestabilidades sedimentarias en el margen continental distal. El segundo artículo está realizado en el talud continental del Golfo de Cádiz, cuya
geología refleja una compleja interacción entre la estructura tectónica, cambios de nivel
del mar, procesos oceanográficos asociados a la corriente Mediterránea profunda y
múltiples áreas fuente. Todo ello ha favorecido la presencia de gas bajo diversas formas
como gas libre o hidratos de gas lo que puede condicionar la estabilidad sedimentaria de
forma variable.
El tercer artículo está realizado en la Llanura Abisal de Madeira. Esta llanura
representa el área final de deposición de sedimentos que provienen del continente
africano e Islas Canarias, y que son depositados mediante corrientes de turbidez de
distintas características. Este trabajo se centra en el análisis de las propiedades físicas
de los sedimentos que caracterizan los depósitos de diferente naturaleza, génesis y áreas
fuente presentes en el área.
El cuarto artículo está realizado en un área de volcanismo de fango activo
localizada en las montañas Anaximander al SW del margen de Turquía, en el
Mediterráneo oriental. El trabajo se centra en el análisis de las propiedades físicas de los
sedimentos que característicamente extruyen y forman los volcanes de fango, las
brechas de fango.
El quinto artículo está realizado en el talud continental de la Península Antártica y
Cuenca central de Bransfield, un margen glaciomarino controlado principalmente por los
pulsos de avance y retroceso de masas de hielo. El trabajo se centra en el estudio de las
propiedades físicas y mecánicas de sedimentos glaciomarinos (diamicton) y marinos
(turbiditas y contornitas) integrando estas propiedades en un modelo que incluye sus
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características sedimentológicas con la finalidad de predecir que procesos pueden
controlar su estabilidad.
A continuación se presenta un resumen de los cinco artículos mencionados
anteriormente:
Recent Mass-Movement Processes on the Ebro Continental Slope (NW Mediterranean)
Los movimientos de masa submarinos son un importante proceso que controla la
estructura y evolución sedimentaria del talud continental del Ebro (200 a 1300 m de
profundidad) durante el Cuaternario. Al menos el 37 % de la superficie de dicho talud está
afectado por este tipo de procesos, que tienen una distribución, tamaño y morfología muy
variables.
El talud continental del Ebro se divide (en base a sus características fisiográficas)
en tres sectores: norte, central y sur. Éstos se caracterizan por el relativo decrecimiento
de la anchura y aumento del gradiente del talud de norte a sur. Los sectores norte y
central están básicamente afectados por cañones erosivos con cárcavas en los cursos
superiores y deslizamientos masivos y caóticos en los cursos inferiores. El sector sur está
básicamente afectado por deslizamientos de gran escala (> 10 km de longitud) y
depósitos de colada de derrubios. Los tres sectores además presentan deslizamientos de
pequeña escala (> 4 km de longitud).
Los movimientos de masa submarinos en el talud continental del Ebro se
reconocen tanto por la desaparición de paquetes de sedimentos como por la presencia
de sedimentos deformados. La desaparición de paquetes sedimentarios se observan
como: (1) superficies erosivas asociadas a los cañones submarinos y cárcavas y (2)
cicatrices de deslizamientos. Los sedimentos deformados presentan dos estilos
diferentes: (3) deslizamientos asociados a los cañones submarinos y (4) deslizamientos y
depósitos de colada de derrubios localizados en áreas del talud continental libres de
valles submarinos y cárcavas.
Los cañones submarinos son quizás el elemento morfológico más importante del
talud continental, y su origen erosivo se demuestra con las siguientes evidencias: (a)
truncación de los reflectores contra las paredes de los cañones, (b) diferentes fases de
erosión y relleno en el fondo de los cañones y (c) presencia de cárcavas en las cabeceras
y paredes de los cañones. Las cárcavas aparecen como valles estrechos separados por
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interfluvios abruptos, con dimensiones medias entre 160 y 400 m de ancho y entre 25 y
75 m de alto.
Los deslizamientos en el talud continental del Ebro, se localizan preferentemente
a lo largo de los cursos de los cañones y cárcavas. Éstos deslizamientos tienen
dimensiones que varían entre 20 y 80 ms de espesor y desde cientos de metros a pocos
kilómetros de longitud. Se caracterizan por presentar facies transparentes y caóticas
limitadas por superficies de alta amplitud que forman cuerpos con expresión superficial
local.
Los deslizamientos en áreas libres de cañones y cárcavas se observan tanto en
superficie como en los depósitos subyacentes. Las dimensiones varían entre pocos
kilómetros a decenas de kilómetros de largo. Los de menores dimensiones, que ocurren
normalmente en el talud superior, consisten en paquetes lenticulares y sigmoidales de
hasta 100 ms de espesor y hasta 4 km de extensión. Estos cuerpos se caracterizan por
facies estratificadas discontinuas que localmente progradan. Algunos de estos
deslizamientos tienen asociadas cicatrices (> 100 ms de alto) contra las que las
reflexiones superiores terminan abruptamente como resultado de la truncación por la
rotura. Localmente también se localizan cicatrices aisladas, que se diferencian por el
aumento abrupto de pendiente y por la truncación de reflectores. Dos deslizamientos
submarinos de gran escala también se observan en talud continental del Ebro:
Columbretes y Torreblanca, localizados en el sector sur y en la parte más meridional del
sector central. Columbretes es un deslizamiento enraizado en el talud superior a una
profundidad de 170 m y que termina cerca del pie de talud aproximadamente a una
profundidad de 1100 m. La cicatriz se extiende desde los 170 a 454 m de profundidad y
se caracteriza por una superficie de pendiente alta (> 4º) que trunca los depósitos
progadantes del borde de plataforma. El cuerpo deslizado, de 20 km de ancho se
extiende unos 10 km aguas abajo y tiene un espesor medio de 150 ms; el volumen es de
unos 23 km3. De hecho, el espesor del cuerpo varía aguas abajo (desde 150 a 80 ms).
Sísmicamente, el cuerpo Columbretes se puede diferenciar como un depósito caótico
claramente diferenciado de las áreas bien estratificadas bien estratificadas. El
deslizamiento Torreblanca ha sido identificado en la parte más meridional del sector
central y se extiende más allá del pie de talud (al menos hasta los 1350 m de
profundidad). La parte más proximal, cerca del Cañón de Torreblanca está a 360 m de
profundidad, donde la pendiente aumenta de manera abrupta de 15 a 29 %. Este cambio
marca la cicatriz que tiene aproximadamente una extensión vertical de unos 300 m. Entre
23
la cicatriz y el cuerpo, situado a 655 m de profundidad, hay un pequeño valle en forma de
V, que corresponde a una estructura tensional característica de la cabecera de muchos
deslizamientos submarinos. El cuerpo principal del deslizamiento Torreblanca se define
sísmicamente por reflectores estratificados discontinuos afectados por facies hiperbólicas
caóticas. El cuerpo tiene una longitud de hasta 40 km y tiene una sección de forma
lenticular. El deslizamiento tiene una superficie rugosa y un espesor de unos 300 ms que
afecta a un complejo canal-dique del sistema turbidítico del Ebro. El plano de
deslizamiento se localiza entre 90 y 260 m por debajo de la superficie del deslizamiento.
El plano es bastante continuo, concordante con la estratificación regional.
La presencia de inestabilidades submarinas en el talud continental del Ebro
también se ha reconocido por la presencia de flujos en masa. Recientemente se ha
reconocido el mayor depósito de colada de derrubios, llamado BIG’ 95, que cubre un área
de unos 2000 km2 y es muy reciente en edad. Este tipo de inestabilidades submarinas
son muy variables en escala, y sólo los de menor escala se han observado en los perfiles
sísmicos estudiados. Estos depósitos se caracterizan por facies caóticas de forma
lenticular de hasta 0,26 s de espesor y 8 km de largo que interrumpen lateralmente la
continuidad de las facies estratificadas colindantes. Normalmente presentan una base
cóncava de alta reflectividad, una superficie superior irregular y una terminación abrupta.
Los deslizamientos, de pequeña y gran escala, observados no actúan como
agentes de transporte importantes hacia cuenca ya que los cuerpos sedimentarios
aunque están deformados mantienen su coherencia. Mientras que son los cañones
submarinos los principales agentes de transporte hacia las zonas profundas del margen.
El desarrollo de las inestabilidades en el talud continental del Ebro ha sido
favorecido por la tectónica local y las altas tasas de sedimentación en el talud superior,
que corresponden a depósitos deltaicos regresivos. Bajo estas condiciones, los posibles
mecanismos detonantes son la carga litostática, los terremotos y la incidencia de
tormentas y olas internas sobre el sedimento durante los estadios de bajo nivel del mar.
La distribución espacial, la variabilidad, los tipos de movimientos de masa y la evolución
post-deslizamiento están influenciados por factores independientes. Estos factores
incluyen un aporte desigual de sedimento, la frecuencia de rotura, la potencia del
sedimento involucrado, el gradiente del talud y la proximidad a los epicentros de
terremotos.
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Acoustic Evidences of Gas in the Continental Slope Sediments of the Gulf of Cadiz (E Atlantic)
La revisión detallada de perfiles sísmicos de alta resolución en el talud continental
del Golfo de Cádiz ha revelado la existencia de diferentes características acústicas
asociadas a la presencia de gas: turbidez acústica y “blanking”, “bright spots”,
“pockmarks” y BSR (Reflector Simulador de Fondo).
El área con sedimentos cargados de gas libre se ha identificado en forma de
“blanket” que aparece como turbulencia acústica en los registros sísmicos y se da por
absorción de la energía acústica. Estas características están presentes en el talud
superior entre 130 y 300 m de profundidad formando un cinturón perpendicular a la
pendiente, que cubre un área de unos 210 km2. En el techo y en los límites de la zona
con turbidez acústica se observan, localmente, algunas reflexiones indicando una alta
concentración de gas. El límite superior de la zona con turbidez acústica, se encuentra a
una profundidad media de 20 m por debajo del fondo. El área con gas libre está afectada
por procesos de inestabilidad sedimentaria, en forma de deslizamientos, aunque éstos se
dan aguas abajo al Oeste de la zona de turbidez acústica. Localmente, las partes
proximales de los deslizamientos aparecen limitados basalmente por una zona de gas
con reflexiones claras en forma de “bright spots”.
Los “pockmarks” aparecen en una área de 30 km de largo por 2 a 7 km de ancho
en la zona centro-este del talud superior, entre los 300 y 400 m de profundidad, desde la
zona cargada con gas libre y con diapiros. Los “pockmarks” presentan una gran variedad
de tamaños y formas, con diámetros de entre 125 y 850 m y profundidades de entre 1 y
19 m. Los pockmarks son tanto modernos como antiguos y ambos tienen una forma
similar. Los antiguos tienen un tamaño variable y algunos crecen verticalmente hasta
tener expresión superficial, mientras que otros quedan fosilizados a diferentes
profundidades. Asociados a los pockmarks hay perturbaciones acústicas verticales que
aparecen como difracciones de alta amplitud, y que pueden representar columnas de gas
expulsado. Diferentes características acústicas (“wipe-outs” o perturbaciones columnares
transparentes) indican la presencia de gas en el sedimento en las áreas con presencia de
“pockmarks”.
Plumas acústicamente reflectivas se han observado en la columna de agua,
inmediatamente encima de los “pockmarks”, sugiriendo emanaciones de gas desde el
sedimento superficial en la actualidad. Estas perturbaciones, aparecen como hipérbolas y
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columnas ascendentes desde el fondo hasta los 50 m. La detección de bancos de peces
o una concentración de sedimento en suspensión localmente alta pueden presentar
respuestas sísmicas similares, pero en este caso la extensión vertical, la simetría y la
localización de estas anomalías, sugieren que tienen origen en la emanación de gas
hacia la columna de agua.
Junto a las evidencias ya mencionadas de la presencia de gas en el Golfo de
Cádiz, existe una nueva característica, en forma de anomalía acústica, que puede
constituir la prueba de la presencia de hidratos de gas en el área. Ésta anomalía, de la
que se presentan varios ejemplos, sería comparable a los BSR.
Una reflexión fuerte de alta amplitud y discontinua de unos 3 km de largo aparece
en el talud superior central en la misma área en la que se desarrollan los “pockmarks”.
Este reflector es paralelo al fondo, en una zona donde la estratificación presenta un claro
buzamiento, encima de una estructura anticlinal donde existen otras evidencias de la
presencia de gas libre (inmediatamente debajo de la zona de hidratos) y de escapes de
gas. El área donde se localiza el BSR está a una profundidad de 388 m y a 150 ms por
debajo de la superficie del fondo. Asumiendo una velocidad de 1600 m/s, un gradiente de
presión de 0,1 atm m-1 y un gradiente geotérmico de 30 ºC/km, a la profundidad donde se
localiza la anomalía acústica la presión sería de 50,8 atm. y la temperatura variaría entre
14,1 y 16,1 ºC.
Otro ejemplo de esta anomalía acústica se localiza en el talud superior, a lo largo
de una cresta diapírica. La reflexión acústica presenta una clara polaridad inversa,
comparándola con la del fondo marino. El BSR está a 340 m de profundidad y a 80 ms
por debajo de la superficie del fondo, extendiéndose unos 3,5 km. Asumiendo los valores
de los gradientes mencionados anteriormente, a la profundidad donde se desarrolla esta
anomalía acústica la presión sería de 40,4 atm. y la temperatura variaría entre 12,4 y 14,4
ºC.
Otra anomalía de similares características aparece hacia el SE del talud superior
del Golfo de Cádiz, pero en esta ocasión se desarrolla en una zona sin diapiros y sin
evidencias de la presencia de gas en el sedimento. En este caso el BSR se desarrolla
entre 140 y 220 m de profundidad, entre el borde de plataforma y el talud superior y se
extiende unos 12 km. La anomalía presenta una polaridad inversa comparada con la
reflexión del fondo y aparece paralela a ésta a una profundidad de 80 ms. Asumiendo los
valores de los gradientes mencionados anteriormente, a esta profundidad la presión
teórica sería de entre 20,4 y 28 atm. y la temperatura variaría entre 12 y 14 ºC.
26
Todas estas anomalías acústicas tipo BSR, que aparecen intermitentemente en
algunas áreas del talud superior, se dan en condiciones de presión y temperatura
deducidas que no corresponden a las condiciones de estabilidad de los hidratos de gas.
Por tanto, se sugiere que la intrusión de los edificios volcánicos/diapíricos puede inducir
localmente una presión anómalamente alta en las áreas inmediatamente colindantes,
afectando el campo de estabilidad de los hidratos de gas y permitiendo su formación. El
BSR no relacionado con la presencia de diapiros por tanto no parece que pueda ser
resultado de la existencia de hidratos de gas. Las condiciones de presión y temperatura
correspondiente a su localización están lejos de las condiciones de estabilidad de los
hidratos por lo que hace difícil concluir que sea resultado del contraste de impedancia en
la base de un área con hidratos. Por tanto, esta anomalía acústica puede ser resultado de
algún tipo de reverberación de la señal acústica recibida.
Physical Properties and their Relationship to Texture and Consolidation Effects in Pliocene-Quaternary Sediments from Madeira Abyssal Plain
Las propiedades físicas (densidad, velocidad de ondas P y susceptibilidad
magnética) de sedimentos marinos son variables importantes para entender tanto los
ambientes marinos como los eventos geológicos que se dan en ellos.
Las propiedades físicas e índice (densidad, contenido en agua, porosidad,
densidad de grano y resistencia a la cizalla), de sondeos de 200 m de longitud (entre
profundidades de 5430 a 5440 m) fueron medidas a bordo del buque Joides Resolution
durante la campaña ODP Leg 157. Y éstas han sido comparadas con variables como la
distribución textural y contenido en carbonato.
Los sedimentos recuperados en la Llanura Abisal de Madeira (turbiditas
carbonatadas, orgánicas y volcánicas) son sedimentológicamente parecidos pero muy
variables en lo que a su contenido en carbonato se refiere. La mayoría de los sedimentos
analizados se clasifican como arcillas limosas (contenido medio del 23% en limo) con
bajos porcentajes de arena (menos del 17%). Sólo tres muestras se pueden clasificar
como limos arcillosos (53-64% de limo) y una muestra como arenas (68%) con un
pequeño porcentaje de arcillas y limos. Los sedimentos más arenosos, se localizan en la
base de algunas turbiditas carbonatadas, mientras que los más limosos corresponden a
la base de turbiditas orgánicas y volcánicas. Su baja variabilidad textural y composicional
27
reflejan la típica deposición en ambientes marinos distales, donde predomina la
acumulación de turbiditas.
Los registros de susceptibilidad magnética presentan picos de alta amplitud que
diferencian claramente los minerales altamente magnetizables de las turbiditas
volcánicas, de las turbiditas orgánicas y carbonatadas con una baja susceptibilidad
magnética. Las diferencias observadas en la susceptibilidad magnética están pues
relacionadas con cambios mineralógicos. Los registros de densidad total y velocidad de
ondas P están relacionados básicamente por el efecto de consolidación que se da en la
columna sedimentaria, aunque en detalle presentan variaciones que se pueden relacionar
con la presencia de intervalos limosos o algunas de las turbiditas orgánicas o
carbonatadas.
Las variaciones en la densidad de grano no presentan ninguna tendencia definida
en la vertical, aunque si están relacionadas con los cambios composicionales del
sedimento, especialmente entre sílice y carbonato, presentando valores relativamente
más altos en los intervalos turbidíticos volcánicos. Las propiedades índice están
básicamente relacionadas con el decrecimiento de la porosidad e incremento de la
densidad debido a la compactación por presión litostática. Aunque localmente, algunas
tendencias, o la presencia de picos abruptos pueden estar relacionados a cambios
composicionales, y pueden marcar especialmente las diferencias entre sedimentos ricos
en sílice y en carbonato. El contenido en carbonato, no se correlaciona con cambios en la
porosidad ni con la densidad de grano, por lo que parece no tener un particular efecto
sobre las variaciones en las propiedades físicas de estos sedimentos.
De la consolidación progresiva del sedimento resulta la expulsión del agua
intersticial y un aumento de la fricción y por tanto de la resistencia del sedimento. La
reducción de la porosidad y del contenido en agua es el primer factor de control en el
incremento de la resistencia en profundidad. La comparación entre el contenido en agua
y la resistencia del sedimento correlaciona valores altos de ésta con contenidos en agua
medios de 40% y un decrecimiento abrupto para valores de contenido en agua del 60%.
Las variaciones en la resistencia son menores para contenidos en agua entre 70 y 150%.
Parte de las variaciones observadas se podrían relacionar con la presencia de fuerzas
cohesivas desarrolladas en sedimentos ricos en arcillas. El control de la resistencia del
sedimento por la consolidación también se puede deducir por la relación entre la
resistencia y la velocidad de ondas P, un parámetro relacionado con la consolidación y/o
diagénesis del sedimento. Un incremento progresivo pero no lineal de la velocidad de
28
ondas P se relaciona con un incremento en los valores de resistencia, aunque se puede
observar una cierta dispersión especialmente para valores de resistencia superiores a 80
kPa.
En conclusión, las propiedades físicas de los primeros 200 m de la columna
sedimentaria presente en la Llanura Abisal de Madeira, están controladas básicamente
por el grado de compactación más que por cambios litológicos, aunque éstos pueden
quedar reflejados a una escala menor.
Physical Properties and their Relationship to Sedimentary Processes and Texture in Sediments from Mud Volcanoes in the Anaximander Mountains (Eastern Mediterranean)
Este estudio está focalizado en los volcanes de fango de Ámsterdam, Kazan y
Kula, localizados en las montañas submarinas Anaximander (margen SW de Turquía)
que se caracterizan por la presencia de sedimentos que contienen gas libre e hidratos de
gas. Estos volcanes han sido muestreados con cuatro testigos de gravedad (< 2 m de
longitud), An05GC1, An07GC4 y An14GC1, situados en el interior de los cráteres y
An13GC1 situado en el flanco externo del volcán Kula.
La estratigrafía de los testigos An05GC1, An07GC4 y An14GC1 se caracteriza
por ser un apilamiento vertical de brechas de fango, que son sedimentos pobremente
seleccionados con clastos angulares y subangulares de diferente composición y tamaño
(0.5-2.5 cm.) soportados por una matriz fangosa. En estos testigos aparecen estructuras
de escape de gas, producto de la presencia de hidratos de gas en el sedimento que se
disocia durante el tiempo de recuperación de los testigos. En contraste, el testigo
An013GC1 está formado por brechas de fango que hacia techo cambian a fangos
hemipelágicos (de unos 40 cm de espesor). El contacto entre los dos tipos de sedimentos
es neto y el techo del intervalo de las brechas fangosas está oxidado. Dentro del
sedimento hemipelágico se identifica un intervalo de unos 16 cm ricos en materia
orgánica.
La matriz de las brechas fangosas y los sedimentos hemipelágicos muestran una
baja variabilidad textural, clasificándose como arcillas limosas (55-67% arcilla) y limos
arcillosos (46% limo) con un bajo contenido en arena (7%) y grava (<10%). El tamaño
medio de estos sedimentos varía entre 5 y 8.7 phi. La fracción arena de las brechas
fangosas está compuesta básicamente por partículas terrígenas (entre 89 y 99%), que
29
son esencialmente cuarzo, minerales ligeros y fragmentos de roca. Es en el testigo
An05GC1 donde se observa un mayor porcentaje de fragmentos de roca (32%). La
fracción arena de los sedimentos hemipelágicos presenta el mayor porcentaje de
componentes biógenos (básicamente foraminíferos planctónicos), con valores próximos a
100%.
La presencia de brechas fangosas en la superficie de los cráteres de los volcanes
de fango Anaximander, Kula y Kazan, sugiere la actividad reciente de estos edificios. Por
otra parte la estratigrafía del testigo situado en el flanco externo del volcán Kula, se
interpreta como la deposición de un flujo fangoso extruído, afectado por un episodio de
oxidación tras su deposición y fosilizado por sedimentos hemipelágicos. La potencia de
los sedimentos hemipelágicos sugiere un largo periodo sin actividad extrusiva del volcán
en este flanco de volcán.
Las propiedades físicas de los testigos An05GC1, An07GC4 y An14GC1 están
básicamente controladas por la litología. Esto se observa en las correlaciones
establecidas entre la densidad y el porcentaje de arena y limo en el testigo An07GC4, y
entre la densidad y el contenido en grava o limo en el testigo An14GC1. La
susceptibilidad magnética de los tres testigos parece estar controlada por la abundancia
de las fracciones más finas. En el testigo An013GC1, las propiedades físicas están
básicamente controladas por la consolidación (compactación) aunque a una escala de
detalle se observan variaciones relacionadas con las diferencias texturales (hemipelágico
versus brechas fangosas). Esto se puede observar por las relaciones descritas entre la
densidad y la profundidad en el testigo (que es la más significante) y la correlación entre
la densidad y la velocidad de ondas P o la porosidad y la velocidad de ondas P. La
influencia de la variación textural se observa por las relaciones existentes entre la
densidad y el contenido en arcilla o grava. En este caso la susceptibilidad magnética
parece estar controlada por la fracción grosera (grava, limo y arena).
El contenido en carbonato no se correlaciona con cambios en la porosidad o la
densidad de grano en ninguno de los testigos. Esto puede sugerir que el carbonato no
tiene un efecto significativo sobre las propiedades físicas de estos sedimentos. El
contenido en agua presenta una baja correlación con la profundidad en el testigo, pero en
todos los casos la tendencia es a decrecer hacia la base de los testigos. Sólo en el
testigo An013GC1 se observa un comportamiento “normal” del contenido en agua
respecto otras variables, por ejemplo un incremento de la densidad y velocidad de ondas
P se asocia a un decrecimiento del contenido en agua paralelo a un decrecimiento de la
porosidad. Para el resto de testigos estas relaciones se cumplen sólo parcialmente.
30
La resistencia a la cizalla presenta una baja o nula correlación con la profundidad
en el testigo. Sólo en el testigo An14Gc1 se observa una correlación negativa entre el
contenido en agua y la resistencia, para el resto de testigos la resistencia puede estar
controlada básicamente por la perturbación de la fábrica resultado de la despresurización
que se da durante la recuperación del sedimento que contiene gas o hidrato de gas o por
cambios en las fuerzas cohesivas desarrolladas en los sedimentos ricos en arcillas.
Las relaciones mencionadas y la estratigrafía descrita en los testigos sugieren
que las propiedades físicas de los testigos localizados en el interior de los volcanes de
fango están controladas por la litología y los procesos volcánicos más que por el grado de
compactación. Esto puede indicar que la circulación de fluidos y por tanto, que la
actividad volcánica en el sistema es reciente. Contrariamente a estos testigos, el que está
localizado en el flanco exterior del volcán Kula presenta unas propiedades físicas
controladas por la consolidación, y en menor medida (sólo a escala de detalle) por
cambios litológicos y composicionales, como típicamente ocurre con sedimentos finos
profundos. Esto además indica que los procesos volcánicos tienen una influencia
restringida fuera del cráter.
Physical and Geotechnical Properties and Assessment of Sediment Stability on the Continental Slope and Basin of the Bransfield Basin (Antarctic Peninsula)
Este trabajo se centra en el talud continental de la Península Antártica y en la
zona profunda de la Cuenca de Bransfield, en el Estrecho de Bransfield. El tipo de
sedimento, la estratigrafía y la caracterización física y geotécnica de los sedimentos han
sido integrados.
Los depósitos sedimentarios superficiales del talud continental SW y Cuenca de
Bransfield consisten en diamicton, turbiditas (limosas y fangosas) y contornitas (fangosas
y limosas) depositados respectivamente por procesos glacio-marinos, gravitativos y
asociados a corrientes de fondo. La estratigrafía de los testigos trabajados indica además
que la sedimentación y los procesos asociados a ésta en el talud continental tienen una
importante variación lateral en distancias relativamente cortas.
Las propiedades físicas de los sedimentos analizados están controladas por las
diferencias texturales descritas y por la estratigrafía (estructuras sedimentarias,
tendencias verticales en la distribución del tamaño de grano). La velocidad de ondas P
decrece con el incremento del contenido en arcilla, y los valores de densidad y
31
susceptibilidad magnética aumentan con la presencia de clastos de tamaño grava o
grupos de clastos. Desde un punto de vista cuantitativo, sólo se han observado algunas
correlaciones estadísticas entre variables texturales y las propiedades físicas. Pero estas
correlaciones no pueden explicar el comportamiento de algunos casos particulares
observados lo que implicaría que estas no tienen suficiente entidad estadística y que por
tanto sería necesario otro grupo de variables (por ejemplo la microfábrica, mineralogía,
actividad química, actividad biológica o procesos físicos/mecánicos) para explicar
correctamente el comportamiento de las propiedades físicas. La densidad y la
susceptibilidad magnética también parecen estar controladas por el efecto de dos
características principales de la macrofábrica: la tendencia vertical de los cambios
texturales y estructuras sedimentarias como las laminaciones paralelas y cruzadas.
Respecto a las propiedades geotécnicas, sólo el contenido en agua está
influenciado por la textura. El mayor contenido de arcillas en los depósitos de la cuenca
explicaría el mayor contenido en agua de estos respecto a los del talud continental,
aunque la disminución generalizada del contenido en agua de techo a base en todos los
testigos estaría condicionado por la consolidación del sedimento y no por cambios en la
estratigrafía o texturales. La consolidación y resistencia del sedimento son similares en
todos los testigos. Los sedimentos en la Cuenca de Bransfield están normalmente
consolidados, excepto para el testigo de talud TG3, en el que una ligera
sobreconsolidación puede ser considerado. Esta sobreconsolidación en los sedimentos
superficiales sería el resultado de la pérdida de carga sedimentaria producto de las
inestabilidades submarinas que son un proceso dominante en el talud de la Cuenca de
Bransfield. La pérdida de unos 9 m de sedimento es la causa más probable que se
sugiere para la sobreconsolidación observada.
Según los resultados de los análisis geotécnicos realizados, la pendiente máxima
medida en el área de estudio (20º) sería estable según los conceptos de estabilidad bajo
carga estática (litostática), y según estos preceptos se puede establecer que el ángulo
máximo estable variaría entre 22º y 29º. Este dato es importante porque podría explicar
que este talud, como otros de altas latitudes (por ejemplo el talud continental del
Archipiélago de Palmer) es muy abrupto aunque tiene un control estrictamente
sedimentario.
A pesar de estos resultados, diferentes inestabilidades se han observado
mediante técnicas sísmicas, o deducidas de los análisis de consolidación. Para explicar
estos procesos se debe recurrir a detonantes externos al sedimento, ya que estos son
32
estables por si mismos. Basándose en el marco oceanográfico y geológico, la actividad
volcánica, corrientes de fondo, corrientes de marea, carga-descarga glacial o terremotos
pueden ser considerados como mecanismos potenciales para inducir inestabilidades en
el área.
Discusión y Conclusiones Los trabajos presentados en esta Tesis Doctoral han permitido ampliar el
conocimiento en los cuatro aspectos fundamentales planteados para el estudio y
caracterización de las inestabilidades sedimentarias submarinas.
1. Los trabajos presentados establecen que la caracterización geológica de un
margen continental ofrece información sobre aquellos factores críticos que pueden
afectar a la estabilidad del talud submarino (fondo y subfondo marino), tales como
parámetros fisiográficos (pendientes, anchuras), localización y profundidad de sistemas
deposicionales, morfología y configuración interna de las inestabilidades sedimentarias,
facies litológicas y acústicas de las inestabilidades y del sedimento circundante, edad y
génesis de los elementos morfo-sedimentarios y morfo-estructurales, dinámica de fluidos,
elementos tectónicos, etc. Por otro lado, el estudio regional de la distribución, tamaño y
morfología de las inestabilidades submarinas es importante para valorar su efecto en los
sistemas sedimentarios de los taludes y su papel como mecanismo para modelar los
márgenes continentales. Su estudio permite establecer a grandes rasgos dos zonas
principales en los taludes continentales: una zona depletiva y de evacuación y una zona
acumulativa.
2. El estudio regional de la distribución de inestabilidades en el talud continental
del Ebro muestra diferencias de comportamiento en sedimentos a priori equivalentes. Una vía para explicar las diferencias de comportamiento observados sería la integración
de los modelos geotécnicos y las observaciones en perfiles de sísmica. Se pueden
comparar los resultados descritos en el capítulo 2, con un modelo geotécnico de la misma
área realizado por Baraza et al (1990) basado en el análisis de testigos de sedimento (< 3
m de longitud) en los sectores central y sur del talud continental del Ebro. Éste modelo
define dos áreas diferenciadas en función de sus propiedades geotécnicas: el talud
superior (< 500 m de profundidad) estable bajo condiciones estáticas no drenadas, y el
talud inferior (>500 m de profundidad) estable bajo condiciones con drenaje.
33
Aunque ambas áreas serían estables bajo condiciones de carga estática. Este modelo
podría explicar porqué la mayoría de depósitos de colada de derrubios están
concentrados en el talud inferior, ya que es donde el sedimento presenta una mayor
plasticidad (respecto al talud superior). La mayor susceptibilidad de los sedimentos
situados entre 200 y 700 m ante una carga sísmica podría explicar que los movimientos
de gran escala presenten sus cicatrices en el talud superior. Pero el modelo es
ciertamente insuficiente para explicar con satisfacción la variabilidad de contextos, tipos,
escalas y geometrías de las inestabilidades descritas en los perfiles sísmicos y por qué
causas una región se mantiene intacta mientras que la vecina se rompe y desliza y lo
hace en la forma en la que lo hace. Este hecho sugiere que la distribución y variabilidad
de los movimientos de masa y su detonante más probable se debe estudiar
individualmente desde el punto de vista geotécnico para de esta forma conocer las
condiciones locales de estabilidad y rotura del sedimento.
3. Las propiedades físicas son variables importantes para entender tanto los
ambientes marinos como los eventos geológicos que se dan en ellos y su conocimiento
es básico en el estudio de la estabilidad sedimentaria ya que proporciona información
básica sobre el sedimento e intervienen en el cálculo de las propiedades geotécnicas,
esenciales en la estimación de la estabilidad de una zona en concreto. De los estudios
presentados se puede deducir que la fábrica de un sedimento tiene una importancia clave
en sus propiedades físicas relativas mientras que la composición mineralógica tendrá un
efecto más relevante en el valor absoluto de estas propiedades. Esto se observa en el
“estilo” de los registros del diamicton (de procedencia glacio-marina) y de la brecha
fangosa (de procedencia volcánica) es equivalente y contrasta con el de los sedimentos
recuperados al pie del talud o cuenca, es decir con sedimentos estrictamente marinos
(por ejemplo turbiditas). A pesar de que evidentemente el diamicton y la brecha fangosa
tienen una génesis totalmente diferente, y que la composición no es en absoluto
comparable, si tienen en común el ser sedimentos matriz soportados que contienen
clastos de diversos tamaño y forma, lo que imprime un cierto “estilo” en las propiedades
físicas registradas.
4. Las fuerzas y procesos que pueden originar los deslizamientos observados en
las diferentes áreas estudiadas dependen tanto del marco regional como de factores
locales, involucrando procesos característicos de los ambientes sedimentarios
particulares. Entre los factores de predisposición detectados en las áreas de estudio se
pueden citar la actividad sísmica, la presencia de hidratos de gas, la actividad volcánica,
34
la erosión o las altas tasas de sedimentación. Entre los mecanismos o factores detonantes deducidos se pueden citar la carga litostática (subconsolidación), los
terremotos y la incidencia de tormentas y olas internas o corrientes de marea sobre el
sedimento durante los estadios de bajo nivel del mar, la actividad volcánica, corrientes de
fondo, carga-descarga glacial o la presencia de sedimentos cargados con gas libre. Entre
los factores revelantes observados se pueden citar la evidencia de inestabilidades
previas, la presencia de “pockmarks” o de estructuras diapíricas.