1 − DEFINICIÓN Y CONCEPTOS

La primera definición en 1865, consideraba a la estratigrafía como una rama de la geología que estudia elorden y posición relativa de los estratos.

En 1957, Dumbar y Rodgers editaron el libro Principios de la estratigrafía, donde consideraban que se debíaincluir el estudio de:

a) Composición, textura y estructura de las rocas estratificadas y sedimentarias.

b) Meteorización, transporte y sedimentación (procesos modificación)

c) Relaciones areales (horizontal) y temporal (vertical) de las rocas estratificadas, así como las sucesosimpresos en la estratificación que nos permiten deducir la historia de la roca.

1) Serie local 2) Correlación 3) Historia

En sentido estricto la estratigrafía se encarga del estudio de este ultimo apartado c), que marca los objetivosprincipales.

1) Serie local o sucesión estratigráfica

Se trata de estudiar los materiales del estrato, la delimitación de la unidad, ordenación temporal,,, a fin delevantar una serie estratigráfica de los estratos de la localidad, lo mas exacta posible. La ordenación temporalse lleva a cabo colocando los mas antiguos abajo y los mas modernos arriba.

2) Correlación

Se trata de establecer la relación o equivalencia entre dos o mas series locales, comparando los materiales oestudiando el contenido fósil. (correlación litológica o temporal). Desde el punto de vista litológico sonequivalentes cuando son el mismo material. Y desde le punto de vista paleontológico, son equivalentescuando tienen igual edad, y distinto material.

3) Historia

Interpretación el registro estratigráfico a fin de saber que ha sucedido en la superficie terrestres a lo largo de lahistoria y de la formación del estrato.

En estos aspectos coincide con la geología histórica y paleogeografía (distribución geográfica de los fósiles).

En 1960, Séller la definió como el estudio e interpretación de las rocas sedimentarias y estratificadas, asícomo el estudio de la secuencia, y la correlación y cartografía de las unidades estratigráficas (relación entreellas y representación en un mapa).

En 1977, Corrales y colaboradores la definieron como el estudio e interpretación de los procesos registradosen las sucesiones sedimentarias, que nos permite conocer la disposición sedimentaria, así como establecer lacorrelación y los sucesos para su ordenación temporal.

También, estamos relacionando, en estas definiciones, las rocas sedimentarias y estratificadas. Esto se debe haque hay pocas rocas sedimentarias no estratificadas (yeso...) y viceversa (debidos a procesos volcánicos;

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piroclastos).

La sedimentologia y paleografía son la base de la geología histórica.

DEFINICIÓN DE SEDIMENTOLOGIA

Se la considerado parte de la estratigrafía. Según el glosario AGI, es el estudio de la roca y los procesos deformación.

Lombard (1970), dice que es parte de la estratigrafía, y que se encargaba de la reconstrucción del mediooriginal (sedimentario) por medio de los datos que aportan los materiales de la capa según su lugar deformación.

Reading (1978), indica que esta dentro de la petrología sedimentaria, puesto que a diferencia de laestratigrafía, excluye el factor tiempo.

Ricci Luchi (1980) dice/n que los limites están mal definidos.

RELACIONES CON OTRAS CIENCIAS Y DISCIPLINAS DE LA GEOLOGÍA

Ecología Biología Química

Paleo ecología Paleontología Geoquímica

Paleogeografía Litoestratigrafía

Paleoclimatología Geología histórica Bioestratigrafía

Cronoestratigrafía

Geología aplicada ESTRATIGRAFIA Magnetoestratigrafía

Quimioestratigrafía

Petrología Sedimentología Estratigrafía secuencial

Mineralogía Análisis de cuencas

Geodinámica interna Geodinámica externa Geofísica

Climatología Edafología Física

La estratigrafía, sedimentología y geología histórica, están muy relacionados ya que entre ellas seintercambian numerosos datos, principios... La sedimentología se encarga del estudio de la génesis de lasrocas sedimentarias, y la geología histórica establece la historia de las rocas, y todo tiene repercusión en losestratos (estructuras, discontinuidad...) que son estudiados por la estratigrafía.

Las ciencias de la columna de la derecha nos sirven sobretodo a la hora de establecer la correlación entreseries locales.

PRINCIPIOS BÁSICOS DE LA ESTRATIGRAFIA

Normalmente los principios básicos son tres, pero se le puede añadir un cuarto.

Principio de la superposición de estratos

Este principio se debe a Steno (1669) que se dio cuenta que en una serie estratigráfica, poco o nadadeformada, el orden de superposición de las capas es el mismo de su deposito, la edad decrecía hacia arriba.

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Este principio tiene excepciones derivadas de determinados fenómenos geológicos, como los procesoserosivo−sedimentarios de las cuencas fluviales, o las deformaciones tectonicas intensas que pueden llegar atumbar o invertir la serie, siendo necesarios criterios de poloridad para distinguir el orden de deposito.

Fue el primer intento de establecer la cronología de los sucesos y como consecuencia, aparecieron lasprimeras divisiones cronoestratigráficas.

Principio del uniformismo y el actualismo

Se debe a Hutton, pero quienes mas lo divulgaron fueron Playfoir y Lyell. La frase original que lo enuncia esel presente es la clave del pasado.

Algunos autores lo consideran como un solo principio que indica que los procesos (físicos) que han tenidolugar a lo largo de la historia de la Tierra, habían sido uniformes y semejantes a los actuales (continuos), ycomo consecuencia el estudio de las condiciones actuales nos sirven para la comparación e interpretación delo que paso en el pasado.

Aunque algunos autores lo considera como dos principios distintos:

− Uniformismo: las leyes y procesos naturales han permanecido uniformes a lo largo del tiempo geológico.

− Actualismo: los fenómenos que hoy están actuando han producido los mismos efectos en el pasado.

Sin embargo el uniformismo tal como fue enunciado no puede ser totalmente aceptado, ha de ser corregidopara permitir variaciones en el ritmo e intensidad con que se han desarrollado los procesos geológicos. Unejemplo: es la atmósfera sin oxigeno que existía en el precámbrico, que no permitía la vida.

Principio de la sucesión faunística

Se debe a Smith, que por sus observaciones de la distribución de los fósiles en el tiempo, se permite enunciareste principio, según el cual cada estrato, o grupo de ellos, pueden identificarse por su contenido biológico, oen otras palabras, las capas que tienen el mismo contenido fósil son de la misma edad, aunque su litologíadifiera. Esto permite establecer una correlación mas exacta al permitir una datación de los materiales¿cristalinos?

Principio de correlación de facies (ley de Walther)

Se fijo en que solo las facies contiguas, pueden aparecer sucediéndose en el tiempo.

C

B A B C

A

Facies, es un conjunto de características litológicas y paleontológicas que permiten diferenciar un conjunto deestratos de los adyacentes.

OTROS PRINCIPIOS

Horizontaneidad original

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A la hora de la sedimentación los materiales, que mas tarde formaran los estratos, se depositaron horizontal yparalelos a la superficie de deposito (originalmente horizontal).

Continuidad lateral

Los estratos originalmente tienen continuidad lateral y terminan adelgazando en sus bordes. La edad es lamisma en toda al superficie del estrato.

Relaciones de corte

Cualquier sucesión estratigráfica cortada, es mas antigua que el material (o estrato) que lo corta. Ejemplo:falla

Simplicidad

Se debe a Ockttam, y dice que la teoría o hipótesis mas sencilla es la que da la mejor explicación a los hechos.

FENÓMENOS GENERALES

Persistencias de las facies

En ocasiones algunas facies que predominan en algunos momentos de la historia, persisten en la horizontal(extensión) y en la vertical (temporal). Un ejemplo son las Calizas de Montaña, que son calizas blancasiguales en toda su extensión (mantienen sus características idénticas). Otro ejemplo son la Cuarcita de Barrios,que no han variado casi nada de aspecto.

Hiatos (huecos) > registro

El tiempo del deposito es mucho mayor que le tiempo representado en el registro. Es decir, que el tiemporepresentado en una sucesión estratigráfica no es fiel a lo ocurrido en la etapa del deposito si no que existenhuecos temporales.

Frecuencia de catástrofes (eventos)

Estos son fenómenos frecuentes pero no uniformes que ocurren en la historia de la Tierra, donde se produceuna sedimentación mayor, por lo que se producen estratos de mayor espesor.

Relaciones sedimentación − subsidencia

2 − OBJETIVOS FUNDAMENTALES

1) Identificación de los estratos y establecimiento de la serie local.

Reconocimiento individual de los estratos, su ordenación temporal según su momento de formación, asi comola identificación de discontinuidades que marcan un cose en la sedimentación.

− Estudio de la roca

− Estudio de la polaridad: criterios paleontológicos y/o estratigráficos que nos indiquen la situación del muroy el techo del estrato, que estrato es mas antiguo o mas moderno, serie normal o invertida

− Análisis de los estratos

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− Ordenación temporal

− Reconocimiento de discontinuidades

Si podemos identificar las facies podemos observar que varían a lo largo del tiempo (en la vertical), y nos pasaa otras facies que se llama la variación secuencial.

2) Establecimiento de la serie general y de la correlación

La correlación de las unidades se realiza por el contenido litológico y paleontológico de los materiales. Asípodemos ver como varia la unidad con la extensión en distintas series, observando su equivalencia, yestableciendo unidades litoestratigráficas, bioestratigráficas y cronoestratigráficas. Y así obtenemos la seriegeneral, compuesta por los elementos fundamentales y generales que aparecen en las series locales.

3) Análisis paleoambiental

Conocimiento de las características del ambiente o de las condiciones a la hora de la sedimentación de cadaunidad de tiempo o estratigráfica. Paleogeografía.

4) Análisis de cuencas

Estudio de la evolución espacial y temporal de las unidades de la cuenca. Para ello hace falta el conocimientode los fenómenos tectónicos, causantes de las zonas emergidas (área fuente) y zonas sumergidas (cuencamadre), que influyen en la evolución de la cuenca. También se debe realizar un estudio de las áreascircundantes.

5) Aplicaciones de la estratigrafía

Como recursos económico, debido a los materiales que se encuentran estratificados. Un ejemplo es laporosidad de la roca que puede contener agua o incluso petróleo, que tenderán a migrar para formaryacimientos (acumulaciones de materia prima). Otro ejemplo es el uranio, los bateadores de oro lo encuentranen el rió, pero proviene de un yacimiento anterior.

Otra aplicación es en obras civiles, cuando se trabaja en medios estratificados.

3 − MÉTODOS DE INVESTIGACIÓN

METODOS CIENTÍFICOS

Procedimiento seguido para emitir teorías y hechos.

Planteamiento del problema.

Métodos para solucionarlos.

1) Observación y ordenación de los datos obtenidos

− observaciones apropiadas y repetibles

− con parcialidad o intelectuales (sin ideas preconcebidas)

− descripción suficientes, real y escueta

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− cualitativo y cuantitativas (expresar las observaciones de forma numérica)

2) Formulación de preguntas sobre la causa del fenómeno

− ¿cómo? ¿qué? ¿cuándo?

− Preguntas apropiadas

− Nuevas preguntas (de viejos problemas que se plantean de nuevo)

3) Formulación de hipótesis (cual puede se la solución al problema)

− respuestas al problema anterior

− eliminar varias (eliminar las hipótesis que lo expliquen peor)

− explicación de hechos conocidos y producir alguno que halla podido o debería ocurrir.

− búsqueda de nuevos datos que refuercen, modifiquen o desechen la hipótesis

4) Comprobación de la hipótesis

− experimentación

− problema de geología: el tiempo y la extensión

− modelos a escala ( de las condiciones y suceso del problema)

5) Formulación de una teoría

− debe explicar el problema, y además, tener un valor predictivo (de lo que va a suceder)

− Valor universal y grado de probabilidad (posibilidad mas o menos delimitad)

MÉTODO CIENTÍFICO EN ESTRATIGRAFIA

Planteamiento del problema.

Bibliografía especifica (del tema) y regional (de la zona)

Trabajo de campo, laboratorio y gabinete.

1) Observación puntual y lineal

− toma de muestras (litológicas y paleontológicas)

− relaciones entre estratos (contacto erosivo, secuencia normal o invertida...)

2) Interpretación bilineal (serie estratigráfica)

− colocación según el deposito

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− representación grafica

3) Interpretación lineal a superficie

− correlación a lo largo de una superficie de igual edad (espesor de sedimentos...)

− empezamos a definir unidades y modificaciones existentes

4) Interpretación volumétrica

− síntesis estratigráfica (condiciones en que se relleno el medio)

− interpretación paleoambiental, conocimiento de cómo era la cuenca y el area fuente, así como lascondiciones de sedimentación, transporte...

− obtenemos datos del paleoclima.

MODELOS EN GEOLOGÍA

Es una representación simplificada de las realidades geológicas, que considera solo los hechos y variablesesenciales y controlables cuali o cuantitativamente. Se utilizan para explicar un conjunto de fenómenosrelacionados entre si, ya que tratan de reducir el fenómeno a líneas fundamentales.

Modelos sedimentarios de facies. Descripción de un esquema recurrente de sedimentos.

Tipos de modelos:

− a escala o físicos: representaciones a escala natural de las variables y fenómenos (formación de ripples ycomo seria la paleocorriente que los produciese)

− conceptuales: representación de fenómenos fundamentales.

− matemáticos: constituido por una función o ley matemática que relaciona los hecho.

UTILIDAD DE LOS MODELOS

Demostración de la interrelación de dos o mas factores.

Facilitar la compresión de nuevos problemas

Pronosticar, visualizar los fenómenos futuros.

TÉCNICAS DE INVESTIGACIÓN

Son registros prácticos, modos y procedimientos de llevar a cabo el método.

TÉNICAS DE CAMPO

a) de superficie

− observaciones directas: propiedades, geometría, paleocorrientes (según estructuras), potencias y susvariaciones (intensidad y tiempo de la sedimentación)

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− definir unidades estratigráficas

− sucesión temporal y relación geométrica vertical de la unidad

− análisis secuencias

− cartografía estratigráfica

b) de subsuelo

− sondeos mecánicos: muestreo, perfiles.

Nos dan la posibilidad de tocar los materiales y de dibujar la sucesión estratigráfica continua.

− métodos geofísicos:

Basados en la medición de ciertas propiedad físicas y su repuesta a ciertos estímulos. Resistencia eléctrica,radiactividad, velocidad de propagación de ondas sísmicas o acústicas.

TÉCNICAS DE LABORATORIO Y GABINETE

a) Obtención de datos a partir del análisis de muestras (obtenidas en el campo),

composición, textura, estructuras, componentes biológicos, datación....

b) Análisis de datos primarios.

Tratamiento estadístico.

c) Representación de datos en graficas, (datos de campo y laboratorio).

Visión del problema y condiciones.

Nueva investigación.

Bibliografía

d) Método de investigación

Reproducción de condiciones naturales

PRESENTACIÓN DE RESULTADOS

Ser coherente y ordenada.

Incluir hechos probados, hipótesis y conclusiones intuitivas y definitivas.

Tener el planteamiento del problema a resolver, el desarrollo (metodos de investigación, tratamientos demuestros...) y la conclusión obtenida.

4 − PROCESOS SEDIMENTARIOS

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PRINCIPALES TIPOS

Procesos exógenos, externos, actuando sobre la superficie terrestre relacionado con procesos endógenos. Losprocesos fundamentales pueden agruparse en procesos físicos y procesos químicos (incluyen los procesosbioquímicos), que provocan modificaciones en los sedimentos y materiales.

Tipos: Meteorización física o mecánica

Meteorización química

El resultado es diferente según el tipo:

− la meteorización física es la fragmentación de la roca del área madre

− la meteorización química es la alteración química de los materiales que constituyen el área fuente

Otras fuentes de sedimentos son los volcanes, fuente piroclastica. Existen otras partículas procedentes de lafracturación de organismos, los conocemos como bioclastos. Otra fuente cataclastica, falla y cabalgamiento, elmovimiento lleva a una fracturación, se llama brecha de falla.

Las áreas fuentes normales se encuentra en zonas continentales emergidas, pero en ocasiones con marinas(subacuaticas), donde el oleaje, mareas,,, provoca la erosión de los fondos que forman clastos.

Todos estos materiales son llevados a cuencas sedimentarias, por medio de la denudación, las cuencas mascomunes son las oceánicas.

Una cuenca sedimentarias son zonas deprimidas donde va a parar los sedimentos que se juntan a otrossedimentos de la propia cuenca, como los organismos.

El oleaje remueve los fondos hasta una profundidad de 10 metros, en zonas mas profundad hasta 50 o 60 m.solo el oleaje tocara el fondo en momentos de tempestad, esto marca distintos tipos de sedimentos. Ademástambién influirá la profundidad en la actividad biológica.

Las cuencas sedimentarias son áreas con características fundamentales y distintas a las áreas adyacentes. Lasdistintas cuencas sedimentarias son debidos a condiciones físicas, químicas y biológicas.

Como consecuencia de la meteorización del área fuente, los productos generados (terrígenos, clásticos,,,) sondistintos, dependiendo de la composición mineralogica, el relieve, el clima, el tipo de transporte...

La composición mineralogica del área fuente influye en la mineralogía de los sedimentos finales, peropueden sufrir perdidas o variaciones en el transporte.

El relieve también influye porque sufre una degradación y existen distintas fases de relieves, fase juvenil, fasemadurez y fase senilidad. En la fase juvenil la meteorización nos dan partículas de tamaños grandes y elrelieve se empieza a suavizar. A mayor madurez los materiales serán mas pequeños.

Otro factor que influye es el clima, por que de este depende el predominio de la meteorización física yquímica, que influyen en la composición y tamaño de las partículas. En climas secos y altas latitudespredomina la meteorización mecánica. En climas cálidos predomina la meteorización química, que hacen quelos menos estables desaparezcan y los mas permanezcan. También dependiendo del clima tendremos un tipode transporte u otro, en los polos de tipo glaciar, otros de tipo fluvial o a través del viento.

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El medio de transporte influye en los materiales transportados, el viento transporta partículas en suspensión,el agua por el fondo, en disolución, saltación , flotación,,, y un glaciar dentro de la masa.

Una vez en la cuenca las partículas se depositan, empieza la diagénesis que lleva a la compactación de losmateriales, perdida de fluidos y cementación de las partículas.

METEORIZACIÓN

Son procesos físicos y químicos.

La meteorización física rompe los materiales en fragmentos con la misma composición. Los materialespueden ser directamente transportados normalmente son de tamaño arena, limo y superior.

La meteorización química es la modificación química, la descomposición del material hace que los menosestables se pierdan disolviéndose y que el mas estable sea difícil de disolver, normalmente le cuarzo. Otroefecto de la química es la formación de materiales de arcilla (acepción mineralogica y textural de tamaño degrano) (fango).

El fango es una mezcla de limo y arcillas, pueden dar pellets, ya que son aglutinaciones o agrupaciones departículas mas pequeñas.

Los dos tipos de meteorización se dan conjuntamente pero según el tipo de clima predominan una u otra, en elclima seco la mecánica, y en el húmedo la química.

La meteorización mecánica tiene como agentes:

− temperatura: mas bien es la diferencia de temperatura en un espacio corto de tiempo, puede ser de hasta50º entre la noche y el día. Es importante en zonas desérticas, donde el material es sometido continuamente adilatación y contracción. Es mas importante en rocas multimineral por el diferente estado de presión−tensión.

− agua: al transformarse en hielo, dentro de una fractura, el incremento de volumen aumenta la fisura. Sufreuna tensión superficial y la fuerza debe ser mayor.

− raíces de vegetales, que hacen algo parecido al hielo. Cuando el vegetal crece, la raíz se ensancha y seproduce un efecto de cuña.

− minerales hidratantes: igual

− corrosión: efecto que produce el viento cargado de partículas tamaño limo.

Agentes de la meteorización química:

− O2: el oxigeno influye en el fenómeno de la oxidación de los elementos, el mas notable es el del hierrocuando este el Fe2+ es azul, y cuando el Fe3+ da colores rojizo. Otro que se oxida es el carbono.

− CO2: puede combinarse con compuestos y elementos para dar carbonatos.

− H2O: con el CO2 disuelve las calizas (se origina en relieves karsticos), además vamos a tener un carbonatode calcio que dará origen a un residuo arcilloso insoluble en el agua, llamado Terra Rossa, a veces tienenódulos de hierro (arcillas sideroliticas). Otra forma es la posibilidad de disociarse en H+ y OH−. Es el agentemas importante, porque el ión H+ puede sustituir algún elemento de los silicatos (hidrólisis) y el catón que selibera reacciona con el OH− o con otro del medio dando lugar a otro mineral. Los feldespatos van a dar

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minerales de las arcilla y sílice. La plagioclasa pierde el Ca y la descomposición produce la caolinita y oxidode Ca. Las biotitas se transformas en vermiculita y luego clorita, dejando libre el Fe. Los silicatos de aluminiodan lugar a las lateritas.

Todo el material del área fuente acaba en la cuenca y el transporte se llama denudación:

− denudación física: material de carga sólida (medida en peso) que llega a la cuenca dividido por el volumende la cuenca.

− denudación química

La denudación crece de los polos a los trópicos.

El material sólido que llega a la cuenca no es todo el que salió del área fuente, alguno queda a medio camino.

− Eluviones: no ha sufrido ningún transporte, la composición no tiene porque haberse modificado.

− Coluviones: sufre un transporte corto por gravedad (conchales)

− Aluviones: el material esta muy alejado, y pierde toda la relación con el suelo original

Los tipos de transporte dan lugar a distintos tipos de suelos. La edafología es la ciencia que estudia los suelos,el resultado de unas etapas, de meteorización, que producen ciertos residuos a la que se añade sustanciasorgánicas derivadas de las plantas. Las sustancias orgánicas reaccionan con los minerales y crean una granactividad orgánica, que produce un nuevo material. La acción orgánica modifica la composición.

La parte sólida es el mineral del deposito primitivo y los productos de la reacción del sustrato orgánico conparte de los minerales. También podemos encontrar parte sólida que deriva de la orgánica. La parte liquidaes agua con sustancias disueltas. La parte gaseosa es O2 y CO2.

Tenemos distintos desarrollos y naturaleza de suelos. Los factores que influyen en el desarrollo son:

− Naturaleza de la roca madre: influye en la composición mineral

− Clima: influye por la cantidad de agua de la zona, por la lluvia, que provoca la disolución o lavado dealgunas sustancias. Lixivacion: sustancias solubles van hacia abajo y las de tamaño muy pequeño. Tambiéninfluye la temperatura, en la velocidad de las reacciones químicas, al aumentar la temperatura también lohace la velocidad. Los climas iguales con igual cantidad de lluvia, darán lugar a distintos suelos en función dela temperatura. Ejemplo: en climas fríos la reacción es nula.

− Topografía: controla la cantidad de agua y la velocidad con que se infiltra. En topografías abruptas el aguainfiltrada es poca, es mas superficial. En relieves suaves el agua infiltrada es mucha, siendo menos superficial.

− Tipo y cantidad de vegetación: depende de la materia orgánica que favorece la meteorización química.

La variación de las estructura hacia abajo es distinta porque las reacciones son mas en la superficie que enprofundidad. Así en los suelos diferenciamos horizontes, diferenciados por la composición y la estructura. Loshorizontes mas superficiales carecen de sustancia solubles, y si el clima es menos lluvioso el lavado es menosimportante.

Los horizontes también se diferencian por la edad, en función del tiempo podemos tener:

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− suelos maduros: con horizontes establecidos intensamente lavados en superficie.

− suelos inmaduros: sin tiempo o lluvias para su lavado.

En los suelos actuales aparecen tres horizontes en climas templados y lluviosos, con el cambio gradual.

A − bien lavados, sin sustancias solubles, con materia llamada humus.

B − zonas en los que los climas son semiáridos, hay concentración orgánica de carbonatos concentrados ennódulos, que marcan la acumulación o precipitación de materiales.

C − hay fragmentos de roca, con poco modificación química

El sustrato por debajo de estos horizontes suele estar agrietado.

En climas áridos el lavado es al revés, porque la precipitación química es muy baja, debido a una cargafreática, donde al ascender a la superficie puede precipitarse las sales.

En función del clima hay distintos tipos de suelos:

− Regiones húmedas: lluvia > evaporación

ejemplo: podsales, tierras pardas, suelos rojos, lateritas − bauxita

Suelos bien lavados, en los horizontes superiores por lo menos. Dentro de ellos también depende de latemperatura: climas fríos ! templados ! cálidos ! tropicales.

− Regiones semiáridas: lluvia " evaporación

ejemplos: calcretas (caliches), silcretas, ferricretas

Suelos no lavados de forma efectiva de las sales, las sustancias precipitan formándose nódulos carbonatados,siliceos...

− Regiones aridas: lluvia < evaporación

ejempos: suelos salinos y alcalinos

Regiones sin lavado del suelos, todos los materiales solubles permanecen en el suelo (desértico).

Un paleosuelo, son suelos fosilizados. Los suelos actuales pueden estar erosionándose y los encontramosincompletos o no los encontramos. Los paleosuelos nos indican una discontinuidad estratigráfica, un cese dela sedimentación, normalmente en zonas emergidas. También nos dan idea del clima que había. A veces por lacomposición del suelo sabemos que no se formaron sobre un sustrato, puede tener distinta composición delsustrato.

En climas áridos o subaridos:

− Caliches o concretas: se suelen desarrollar sobre rocas carbonatadas, pero no exclusivamente (denaturaleza carbonatada). Los suelen ser: el inferior de micrita terrosa masivo con nódulos carbonatados, elintermedio con carbonatos en laminas, y el superior es una zona mas densa. Suelen se de colores de banco amarrón−rojizo−negro. Compuestos por carbonatos micrita, nódulos, pellets, noduloconcreciones....

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− Silcreta: composición fundamentalmente silícea, hay lavado del Fe y Al y nos encontramos precipitados elsilicio y titanio.. Compuesto por sílice microcristalina. De colores claros, grises, beige...

− Ferricreta: predomina el Fe en climas con fuertes contrates ambientales, en climas subtropicales omediterráneos.

En climas húmedos, en suelos explotados en regiones de alta lluvia y alta temperatura:

− Lateritas: tiene una intensa meteorización química. Relevante es la desaparición de silicatos, pudiendotambién desaparecer el cuarzo. Nos encontramos con óxidos de Fe, Al y caolinita (arcilla).

− Bauxita: corazón rico en Al. En climas intertropicales.

A veces nos encontramos no con suelos, sino no con rasgos paleoedaficos, que demuestran que estuvieron encontacto con la atmósfera. Ejemplo: planos, canales, nódulos, pedotubulos, rizoconcreciones, mancha en laroca debido a raíces de plantas...

En la serie carbonífero se ven suelos reconocibles por la marca de raíces, el material parece removilizado.

Otro rasgo es la normalización, proceso que da lugar a removilización del Fe en procesos con excesiva agua,aparecen parches de colores intensos (nódulos).

TRANSPORTE

Hay que tener en cuenta la variedad de sustancias a transportar, para determinar el tipo de transporte.Suponiendo un único agente de transporte, también depende del tamaño de las partículas, su densidad...

Hay transporte por agua, hielo y aire, llamándose transporte por fluidos. A veces no existen y el transporte ensolo por gravedad (avalanchas). O puede ser que la gravedad afecte a los fluidos que transporta. Otros lagravedad afecta al sedimento que lleva consigo fluidos. También puede ser por tracción, flujo gravitacional desedimentos.

TRANSPORTE POR GRAVEDAD

Se los llaman avalanchas de tierra y roca. Para moverse necesitan una pendiente elevada y una masa mínima.En escarpes o cursos desvíos, rellenando valles. Esta constituido por bloques anguloso, mal calibrados y sindiferenciación de tamaños en la distancia al perder fuerza el agente. Las avalanchas pequeñas se quedan en labase del escarpe o talud, siguen siendo angulosos, pero tienen un selección por tamaño y distinto espesor deldeposito (mas pendiente en partes mas delgada).

TRANSPORTE POR FLUIDOS

Es el transporte típico de las corrientes tractivas (fluviales, de marea, de deriva...). Los fluidos tienen unaspropiedades como viscosidad, densidad, resistencia al cizallamiento y la capacidad del fluir turbulentamente.Los agentes geológicos mas importantes es el agua y el aire, su viscosidad y densidad pueden depender de latemperatura, y en el agua existe otra propiedad que influye, la salinidad.

Tipos de flujos

− Flujo laminar: se forma con velocidad de flujo relativamente baja, se desliza una parte del flujo sobre otrasconcordantes con los limites. Las partículas se deslizan como si fueran laminas paralelas (líneas decorrientes).

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− Flujo turbulento: esta caracterizado por remolinos. Las líneas de corrientes no guardan paralelismo, de estamanera es capaz de llevar partículas en suspensión. La mayoría que transporta arena o arcilla, tiene flujoturbulento.

La diferencia entre flujo laminar y turbulento esta dada a través del numero de Reynolds, que es la relaciónentre la velocidad y la viscosidad del fluido.

Ecuación

R > 2000 régimen turbulento

2000 > R > 500 zona de transición, depende de la superficie (rugosidad) sobre la que fluye.

R > 500 régimen laminar

El numero de Froude diferenciaba entre régimen tranquilo y rápido.

Ecuación

régimen tranquilo o subcrítico F < 1

régimen rápido o supercrítico F " 1

Todos estos regímenes pueden estar representado por dominios en un diagrama que relaciona profundidad yvelocidad. Cuando el régimen es rápido normalmente será también turbulento, pero cuando es tranquilo puedeque sea turbulento o laminar.

[Cuadro 1]

Existen también distintos transportes de materiales, en relación a la velocidad de la corriente y el tamaño degrano.

[Cuadro 2 y 3, velocidad de la corriente / tamaño de grano]

Los fondos ejercen una fricción con los sedimentos que circulan cerca, que hace que la corriente se frene, ylas partículas que circulan cercan del fondo, sufran un retraso en relación a las superiores. Esto también ocurreen la superficie, pero en menor medida. Donde se produce el retraso se llama la capa limite, y su espesordepende de la velocidad, viscosidad y tipo de fondo (liso, rugoso,,,).

En la capa limite el flujo puede ser laminar o turbulento, es importante porque además de transportarsedimentos, al formarse los ripples se pueden despegar del suelo. La corriente puede volverse hacia atrás yformar unos pequeños ripples en contra de la corriente, en el lado de sotavento.

El transporte de las partículas esta provocado por impacto con el fluido en suspensión y por remolinos decorrientes.

Las corrientes tractivas transportan los materiales como carga de fondo (tocando el fondo) o como carga desuspensión (transporte en suspensión).

En suspensión viaja porque el flujo es turbulento.

En el agua la carga se mantiene en una suspensión hasta cierta densidad, que pasa a ser transporte en masa

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(coladas). El transporte en el agua puede ser:

− uniforme: totalmente independiente del fondo, la cantidad y tamaño de la carga es uniforme, y no hayintercambio entre material en suspensión y material del fondo.

− gradada: intercambio de partículas con el fondo, influye el fondo y el tamaño de la carga en suspensiónvaria, presenta una selección de tamaño en la vertical (mas gruesos al fondo).

En el aire se clasifican según la altitud con la que viajan.

− alta altitud: altura > 25 km.

corrientes en chorro, ligadas a fenómenos bajo condiciones energéticas altas (explosiones)

− baja altitud: altura < 5 km.

y a medida que se aleja de la zona de suspensión se deposita según una selección

La carga de fondo se mueve por el impacto entre partículas, cuando tiene un movimiento intenso. El 75 % delas partículas se mueven por exaltación y 25 % restante por arrastre, sin despegarse del fondo.

El transporte por suspensión no modifica el sedimento mientras que el del fondo redondea los materiales. Lamanera de saltar de las cargas de fondo, hacen en el aire que cada impacto provoque un choque (picoteo) en laroca, que queda mate, mientras que en el agua se amortigua el choque, y la roca no tiene aspecto mate, esbrillante.

Las corrientes tractivas, son corrientes de aguas claras.

FLUJO GRAVITACIONAL

Cuando el flujo lleva muchos sedimentos, el transporte es en masas o por flujo gravitacional de sedimentos.Pueden ser, según el motivo por el cual están en suspensión:

− Corrientes de turbidez (turbulencia) [a]

− Flujo de seudofluidización (flujo intergranular) [b]

− Flujo granular (interacción de granos) [c]

− Coladas (concentración de matriz) [d]

Corrientes de turbidez

Cuando hay gran cantidad de material fino en suspensión, hace que la densidad sea mayor que las masas deagua de alrededor provocando un movimiento hidráulico.

Son corrientes subacuaticas que se forman en medios marino o de grandes lagos (lacustre). Son catastróficasporque duras muy poco, se forman y desaparecen muy rápido.

Tipos de corrientes de turbidez:

− de baja densidad: mas tranquilas y uniformes

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− de alta densidad: mas rápidas y espasmosas

Cuando la cabeza es mayor, hay mas fricción, que frene el cuerpo, y esto lo compensa con mas altura, seproduce mayor erosión (flute cast). Cuando el cuerpo es mayor, el transporte de sedimentos se produce conuna mayor sedimentación (grove cast).

Estas corrientes producen las turbiditas,

estas son una secuencia de varios intervalos,

donde no siempre están presentes todas.

a) Es la parte con mayor concentración de sedimentos. La corriente nos concentra los distintos tamaños,provocando un gradado masivos de todos los tamaños, a veces es gradación inversa.

b) Estructuras de corriente tractiva, ordenación en laminas horizontales y paralelas entre si. Es un régimen deflujo alto.

c) Ripples y estructuras de deformación. Hay una fuerte caída de la energía de la corriente.

d) Procesos de decantación. Laminas paralelas de bajo flujo.

e) Al final quedan acumuladas las arcillas.

Luego nos puede venir otra corrientes de turbidez. Si pasa mucho tiempo para la siguiente puede habercolonización vegetal y deposito no por corrientes de turbidez.

Coladas

Forman los debris flow o mud flow. Pueden ser corrientes subacuaticas como submarinas, están relacionadascon abanicos aluviales y submarinos.

Son transportes en masa donde es necesario la existencia de fango (mezcla limo y arcilla), y puede haberarenas y/o cantos. Y de su concentración depende el movimiento. Generalmente se mueven relativamenterápido 5 o 6 m/seg. y se requiere una pendiente fuerte, pero una vez iniciado basta una pendiente suave paracontinuar el movimiento.

El material que se deposita es un material mal organizado, cantos mayores y menores sin ninguna distribucióno calibrado, no sufren desgaste y conservan su forma original (angulosos).

El espesor se suele mantener constante. No suelen se corrientes erosivas. Puede haber en el techo clastos quesobresalen. Pueden estar imbricados, y de distinta manera que las corrientes fluviales. En las coladas losclastos sitúan el eje mas largo a paralelo a la corriente.

Corrientes fluidizadas

Son masas granulares en suspensión por exceso de presión en el fluido de los poros, en arenas empaquetadasde manera suelta. Puede superar mil veces al viscosidad del agua y es un flujo muy rápido (arenas movedizas).

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Estas corrientes pueden pasa a corrientes de turbidez. Tendremos sedimentos caracterizados por estructuras dedeformación.

Flujo granular

El material esta en suspensión por la interacción entre granos. Puede hablarse de avalanchas de arena. Estánrelacionados con los taludes de fondos oceánico. Paran de moverse rápidamente cuando acaba la pendiente.Dan lugar a una gradación inversa porque al chocar las partículas, las mas grandes caen mas lejos, y cuandocaen ya están las mas pequeñas depositadas. Pueden tener cantos blandos. Los depósitos son mas raros.

8 − ESTRATIFICACIÓN

DEFINICIONES DE ESTRATO

El primer autor en introducir el termino fue Steno (XVII), que lo define aplicando los principios decontinuidad lateral y horizotaneidad. Lo define como una capa de roca delimitada por superficies de roca, concontinuidad lateral y equivalentes a una unidad de tiempo de deposito.

Existen excepciones, ya que si se disponen paralelamente a la superficie de deposito, no siempre lo hacenhorizontalmente. En general los superficies deposicionales se inclinan hacia el interior de la cuenca. Y nosiempre son paralelos a la superficies de deposito, a veces son oblicuas (ejem. ripples).

Existen dos maneras de entender el concepto de estrato:

− Desde el punto de vista descriptivo o estático

. Una de estas definiciones la da Campbell (1967), es un nivel de roca visible desde el punto de vista físico yseparado de los niveles adyacentes por superficies denominadas de estratificación.

− Desde el punto de vista genético o dinámico

. Otto en 1938, la definió como una unidad de sedimentos que se ha depositado bajo condiciones físicasconstantes (no incluye los estratos gradados).

. Lombard en 1966, la define como una unidad de sedimentos comprendida entre dos superficies limite yacumulada sobre una fase continua.

. La mas correcta es la de Mekee y Weir en 1953, que la definió como, un nivel simple de litologíahomogénea o gradacional, depositado de forma paralela a la inclinación original, y separado de las estratosadyacentes por superficies de erosión, de no sedimentación o de cambio brusco en el carácter (falla en lahorizontalneidad)

Corrales en 1977, la definió como un nivel simple de litología homogénea o gradacional, depositada de formaparalela a la superficie previa o con (....superior al deposito de los materiales), separado de los estratosadyacentes por superficies de erosión, de no sedimentación o cambio brusco del carácter.

El estrato constituye la unidad litoestratigrafica de orden menor a partir de la cual se establece la unidadlitoestratigrafica de mayor orden.

En geología hay otros términos, que se utilizan como sinónimos, pero no tienen porque serlo. Ejemplo: capaes sinónimo en un concepto geométrico pero no litológico.

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Puede haber una capa geométrica que sea desde el punto de vista genético distintas capas, ya que existeninterrupciones en la sedimentación, ejemplos, capas con mucha granoselección o capas con niveles muybioturbados. También puede haber capas que parecen sucesivas, pero no lo son, pudiéndose demostrar por lasestructuras de ordenamiento interno o por el cambio de litologías lateralmente.

DEFINICIÓN DE LÁMINA

Hay autores para los que la diferencia entre estrato y lamina, es puramente de escala. Mekee y Weir en 1973,definió lamina, como un superficie de sedimentos menor a 1 cm. Para Campbell, es también cuestión deescala, es el nivel megascopico mas pequeño de una secuencia de sedimentos, que esta delimitado porsuperficies de sedimentación.

Para otros la lamina es una división dentro del estrato.

Actualmente, lamina es una capa de espesor inferior a un centímetro, que diferencia al nivel megascopico quese incluye dentro de un estrato, y que esta delimitado inferior y superiormente por superficies de laminación.Esta caracterizado por:

. ser la división de orden menor que se puede observar dentro de un estrato.

. por tener una extensión lateral menor o igual al estrato que lo contiene

. la superficies de laminación pude ser paralelas o no, a los superficies de estratificación del estrato que lascontiene.

ESTRATIFICACIÓN

Se refiere a la disposición de aparecer en estratos sucesivos, englobando los estratos desde el punto de vistagenético (intervalos de tiempo de sedimentación) y descriptivo (disposición de capas sucesivas).

LAMINACIÓN

Disposición sucesivas de laminas dentro de un mismo estrato. Esta considerado como una estructura deordenamiento interno. Distinguiéndose en general la laminación paralela y la laminación cruzada. En base aesta disposición podemos distinguir tres tipos de estratos:

− masivos: sin laminación

− con laminación paralela

− con laminación cruzada (planar, en surco,,,)

RASGOS DEL ESTRATO

SUPERFICIES DE ESTRATIFICACIÓN

Son las superficies que delimitan geométricamente el estrato, llamando techo a la superior, y muro o base a alinferior. Representan una interrupción en la sedimentación, la duración de esta puede ser muy variable.

Es muy frecuente que en el techo, como en el muro, aparezcan estructuras sedimentarias, teniendo estasimportancia para determinar la polaridad (cual es la capa superior) y el sentido y/o dirección de la corriente delos aportes.

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Los limites inferior y superior se pueden clasificar según:

− sus características: superficies netas (erosivas o no) o superficies graduales.

− su geometría: planares o irregulares (onduladas o curvadas).

− su genética: superficies con estructuras de corriente, orgánica, de carga, ondulados con ripples,bioturbacion, nodulosos...

POTENCIA O ESPESOR

Es la distancia entre las superficies de estratificación que delimitan el estrato, medida perpendicularmente alas mismas. La potencia varia desde centímetros hasta poco mas de un metro, pudiéndose mantenerlateralmente o variar. En función del espesor los estratos se pueden clasificar.

FORMA

Un estrato es un cuerpo de tres dimensiones, y su forma queda definida por el espesor, longitud y anchura delestrato. En general la forma viene condicionada por las superficies de estratificación que lo delimitan, se estamanera es importante definir la forma según las superficies de estratificación y según su terminación lateral.

POSICIÓN ESPACIAL

Para definirla hay que indicar la dirección y buzamiento del estrato. La dirección del estrato es el ángulo queforma el norte geográfico y la intersección del estrato con las horizontales. El ángulo de buzamiento es aquelque forma la pendiente del estrato con la horinzontal, se expresa en grados y el punto geográfico.

N135E/40N Se expresa en separados con una raya.

N45W/40E Gráficamente, se coloca una raya larga que representa

45/40 la dirección y una corta que hace de buzamiento.

La dirección de buzamiento es el ángulo que forma con el norte geográfico y la proyección sobre el planohorizontal de una línea de máxima pendiente del estrato. Este ángulo siempre se mide en el sentido de lasagujas del reloj a partir del norte, con lo cual no es necesaria una notación de coordenadas de geográficas.

posible ORDENAMIENTO INTERNO

CRITERIOS DE IDENTIFICACIÓN

1) Composicionales o de color

2) Texturales: variaciones bruscas en el tamaño de grano o en empaquetado de granos.

Pero por ejemplo, la secuencia turbidítica es un solo estrato y tiene distintas estructuras. Por eso el mejorcriterio para determinar estratos genéticos es identificar la superficie de estratificación. Estos están realzadospor la existencia de pequeños niveles llamados interestratos de composición fina, lutítica, constituyendopelículas milimétricas.

Pero lo mas normal es que no sea fácil ver estos interestratos, por ejemplo, en las calcáreas es fácil quedesparezcan por efectos diagenéticos como disolución y reprecipitación de carbonatos.

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Estos procesos alteran la distribución del sedimento original, por ejemplo, en las ricas en bioclastos es fácilque se disuelvan estos carbonatos y precipiten en zonas mas favorables, de mayor porosidad, en nivelesbioturbados, dando lugar a alternancias de capas carbonatadas y otras mas margosas, que nos marcarían unaestratificación que no es la primaria, llamada diagenética.

En otras ocasiones la reprecipitación de carbonatos dan lugar a la sucesión de carbonatos masivos, en las queno podemos diferenciar las superficies de estratificación, y a veces las confundimos con diaclasas.

Las amalgamaciones están constituidas por capas, cuya separación solo la marca una cicatriz erosiva quelateralmente desaparece. En estos casos la evidencia de una granoselección puede ser diagnostico paraidentificar las cicatrices erosiva, es decir, para poner en manifiesto las superficies limite del estrato. Lasamalgamaciones pueden identificarse por estratos lutiticos o margosos que lateralmente desaparecen. Cuantomenor sea el tamaño de las variaciones texturales mas difícil será identificarlas, todo es cuestión de escala.

CLASIFICACIÓN DE ESTRATOS

Hay infinitas maneras, pues hay que tener en cuenta caracteres genéticos y geométricos, dando lugar ainfinitas estratificaciones.

Los aspectos genéticos a tener en cuenta son:

Naturaleza de los sedimentos.•

Existen grandes diferencias entre depósitos de sedimentos terrígenos y de precipitación, dentro de losterrígenos depende el tamaño de grano.

b) Transporte.

Al variar la energía, nos dará mas caracteres a la estratificación

c) Caracteres del ambiente sedimentario.

Procesos de lavado y ___que le da un carácter propio.

Las clasificaciones en el campo son de tipo geométrico. Se basa en los estratos de forma individual, y tiene encuenta la continuación lateral, las formas de las superficies de estratificación y la variación de espesor. Segúnesto pueden ser:

− Tabulares

Los planos del techo y muro son paralelos entre sí, sin variación en el espesor y tienen continuación lateral

− Irregulares

Tiene un muro erosivo, muy irregular y el techo plano. También con continuación lateral, pero el espesorvaria de un punto a otro.

− Acanalados

Tienen escasa extensión lateral y espesor muy variable (en poca distancia lateral). La geometría seria mas omenos como la sección de una canal.

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− En cuña

El muro y techo pueden ser planos, pero no son paralelos, a veces el muro es irregular. La continuación laterales pequeña, vemos la terminación en curva pasando a espesor cero.

− Lenticulares

Estratos discontinuos, con el muro plano y el techo convexo, aunque a veces puede existir estratosbiconvexos. Tienen continuidad lateral.

− Ondulados

Tienen el muro plano y el techo ondulado, y tienen continuidad lateral. Esta ondulación pude ser de diferentesescalas, normalmente corresponden a megaripples o a estratificación cruzada de tipo Hammoky (debida atempestades).

Otra clasificación se basa en la asociación de estratos sucesivos. Cuando se analizan conjuntos de estratossuperpuestos entre si, se pueden hacer descripciones geométricas, pero con un condicionante pues representan¿distintos? tipos genéticos.

En función del espesor del los estratos, podemos tener:

− Uniforme: el espesor de los estratos son análogos, siguen un valor medio.

− Aleatoria: espesores muy variables, no están ordenados

− Creciente: los espesores tienen una ordenación en lotes de estratos, cada uno de ellos es mas potente que elque le precede. También llamado secuencia negativa.

− Decreciente: es al revés que el creciente, disminución del espesor de cada lote hacia el techo. También se lellama secuencia positiva.

− En haces: el espesor esta distribuidos en lotes y distinguidos de otros lotes.

− Masivas: no se diferencian a simple vista los espesores de los distintos estratos sucesivos

Si consideramos la litología, tendremos:

− Homogénea: litología uniforme superpuesta

− Heterogénea: cambios de litología de forma ordenada

− Rítmica: alternancia ordenada de dos tipos de litologías

− Cíclica: se repiten ordenadas un conjunto de mas de dos litologías

Si combinamos las dos podemos tener:

− C1 Estratificación estratocreciente y granocreciente.

− C2 Estratificación estratocreciente y granodecreciente.

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− C3 Estratificación estratodecreciente y granocreciente.

− C4 Estratificación estratodecreciente y granodecreciente.

En el caso de las rítmicas y cíclicas, hay que indicar cual de las litologías tienen mayor espersor. Rítmicas: a ba b a b a b (a<b o a>b)

Cíclicas: a b c a b c a b c (a<b<c o a>b>c)

Fig, secuencias de estratos según espesor y litología.

Hay otros tres tipos de estratificación denominados, lenticulares, ondulante y flasher. En ellas alternanareniscas con ripples depositadas por corrientes de tracción, y material lutitico depositado por suspensión.Aparecen en medios con una variación de energía y con variación del tamaño de grano. En periodos de unamas alta energía se depositan los mas gruesos (los arenosos o limosos gruesos) y en los de baja energía losfinos. En función de la importancia de estos dos momentos, se da una u otra de las estratificaciones anteriores,existiendo un paso gradual o un limite gradual entre los tres tipos.

− lenticular: mas finos y menos ripples (predominan los momentos de baja energía)

− ondulada: mas o menos igual de ripples y finos

− flaser: mas ripples que finos (predominan los de alta energía)

9 − ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS

CONCEPTO

Estructuras sedimentaria es cierta orientación o disposición geométrica de los elementos que constituyen elsedimento o roca. Se originan en el interior del sedimento y en la interfase agua/sedimento o aire/sedimento.

Es consecuencia de agentes geológicos (viento, agua...) y de procesos físicos, químicos y biológicos. Son puesel reflejo de los procesos sedimentarios tanto de los transportes, como los de la sedimentación o de ladiagénesis (después del enterramiento).

Su estructura e interpretación se basa en el principio del actualismo, los fenómenos que hoy están actuandohan producido los mismos en el pasado.

No todas las estructuras llegan a fosilizar, depende del equilibrio entre la estructura y el ambiente donde seforma, ya que puede haber destrucción o modificación de las estructuras.

ejemplos de CLASIFICACIÓN

Según la contemporaneidad, con el deposito del sedimento en el que aparecen, pueden ser:

− Primarias: se forman a la vez que el deposito. Sinsedimentarias

− Secundaria o diagenética: postsedimentarias

Según su localización en el sustrato:

− externas: en los limites

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− internas: en el interior

Según el proceso que lo genera:

− inorgánicas: procesos físicos y químicos

− orgánicas: procesos biológicos

Según el vector fuerza asociado al proceso generador:

− dinámica: física

de vector horizontal (corrientes)

de vector vertical (deformación)

− estática: química y biológica

CLASIFICACIÓN que utilizaremos

1) Estructuras sedimentarias inorgánicas

a) Primarias o sindeposicionales

a.1) Originadas por corrientes

a.1.1) corrientes deposicionales (estructuras deposicionales)

a.1.2) corrientes erosivas (estructuras erosivas)

a.2) Originadas por deformación

b) Secundarias, postdeposicionales o diagenéticas.

2) Estructuras sedimentarias orgánicas

a) Estructuras de bioconstrucción

b) Estructuras de biodestrucción

10 − ESTRUCTURAS DEPOSICIONALES

Se generan por corrientes que erosionan y retrabajan las superficies o lechos. Cuando el lecho es de tamaño degrano grueso y no es cohesivo generan distintas configuraciones, que podemos agrupar en dos tipos:

− lechos planos

− lechos ondulados

Son lechos dinámicos, es decir, se mueven y migran en el sentido de la corriente, dando lugar a otrasestructuras deposicionales llamadas estructuras de ordenamiento interno.

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Las formas de lecho pueden ser:

− lechos planos: − lechos ondulados:

− de régimen de flujo bajo − ripples

− de régimen de flujo alto − megaripples

− antidunas

Los ripples se pueden definir como un conjunto de sucesivas ondulaciones formadas por crestas y surcos, lascuales corren mas o menos paralelamente unas a otras alternándose. En ocasiones una cresta puede divergir endos o dos crestas converger en una. A este conjunto de ripples sucesivos se le denomina trenes de ripples.

Los elementos de los ripples son las crestas, que son las zonas mas elevadas y agudas, y los surcos, que sonlas zonas mas deprimidas y suaves. La cresta divide al ripples en dos flancos o lados, que a menudo sondistintos (asimétricos ! en ripples de corriente y oleaje), pero que en ocasiones pueden ser iguales (ripplessimétricos ! solo en ripples de oleaje). Los ripples asimétricos están formados por corrientes de oscilación opor corrientes unidireccionales acuosas. Los ripples simétricos solo se forman por corrientes oscilatorias.

A los lados se les denominan:

− lado de barlovento, lado de erosión o stoss side (el mas largo y menos inclinado)

− lado de sotavento, lado de deposito o lee side (el mas corto y con mas pendiente)

Cuando hablamos de altura, la consideramos en la vertical, desde la zona mas baja del surco a la mas alta de lacresta. La longitud de onda (�) del ripple, es la distancia entre dos surcos o crestas sucesivas. El índice delripples es el cociente entre la longitud de onda dividido por la altura.

Una clasificación se basa en la escala: ripples < 3 o 5 cm de altura < megaripples.

Otra clasificación es en función de la disposición y continuidad de sus crestas.

− Ripples de cresta recta: la altura es constante y las líneas de cresta esta conectada.

− Ripples lunados: extremos apuntando aguas abajo y el lee side esta dentro de la U.

− Ripples linguoides: extremos apuntando aguas arriba y el lee side esta fuera de la U.

En conjunto pueden formar ripples:

− de cresta recta − sinuosos en fase − sinuosos desfasados − festoneados en fase

− festoneados desfasados − linguoides − en forma de croissant

Se forman en el lecho, y se pueden conservar en el techo o en el muro como molde en la capa superior. Losripples sirven como criterio de polaridad, y para diferenciar la marca del molde hay que fijarse en que lascrestas suelen ser mas agudas y los surcos mas redondeados.

El ordenamiento interno de los ripples en forma de laminación cruzada, nos marca las distintas posiciones dellee side al ir migrando corriente abajo. Se las denomina laminas del foreset y son las que mejor se conservan.

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La forma de los ripples depende de la velocidad de flujo, profundidad de la corriente y tamaño de grano de laspartículas. Para un mismo tamaño de grano, las formas del lecho dependen de la velocidad de la corriente,primero laminación ondulada con ripples de crestas rectas, segundo ripples sinuosos y se desconectan dandolugar a ripples lunados o linguoides.

El tipo de lecho que se forme, depende sobretodo del tamaño de grano y de la velocidad de la corriente.[Cuadro pag.5] Las antidunas con estructuras de flujo supercrítico, que migran en sentido contrario a ladirección de la corriente, tienen poca altura, pendiente suave y es difícil que fosilicen.

El lecho plano genera una estructura de ordenamiento interno, que es una laminación paralela, y sea cual seala dirección de corte, siempre será paralela a la estratificación. No sirve como criterio de polaridad y no nosindica la dirección de la corriente.

Estos lechos planos de flujo alto son capaces de orientar los ejes largos paralelos al flujo, y la rotura(laminación) siguiendo la orientación de los ejes mayores. Esta ordenación se la denomina alineación departición, y nos indica la dirección de la corriente, pero no el sentido ni la polaridad.

En los lechos ondulados puede suceder que varios trenes de crestas se encuentren, haciendo que la base delsegundo tren erosione el lecho del primero, y no se conserve la forma del lecho pero si la ordenación interna.

A cada conjunto se le denomina set de laminación cruzada, y el conjunto de varios sets superpuestos sedenomina coset. Los limites de los sets pueden ser rectos y paralelos (laminación cruzada planar) o curvos(laminación cruzada en surco). Además los limites pueden ser erosivos o no.

POLARIDAD Y PALEOCORRIENTES

El estudio de la polaridad y de las paleocorrientes ,se realiza a través de la observación del ordenamientointerno de los estratos. La laminación paralela del lecho plano, no nos da idea de la polaridad, ni de lacorriente que lo origino.

En la laminación cruzada formada al migrar los ripples, no deberemos de fijar en la forma de los limites de lossets y en la disposición de las laminas internas.

− laminación cruzada en surco

observando la superficie de los sets, podemos saber la polaridad, ya que la concavidad es hacia arriba.

− laminación cruzada planar

los limites de los sets no nos darán la polaridad y nos tendremos que fija en la disposición de las laminas. Si esangular o sigmoidal no nos servirán, pero si nos tangenciales o cóncavas nos darán la polaridad, ya que serántangenciales en la base yo muro.

Las paleocorrientes se determinan por la inclinación de la laminación, ya que estas lo hacen en el sentido de lacorriente, para saber la dirección correcta hace falta conocer dos secciones.

LAMINACIÓN CRUZADA PLANAR de ripples de corriente

Cuando observemos sets de laminación cruzada planar superpuestos, veremos que la sección paralela a lacorriente será la que mayor inclinación de las laminas tendrá, siendo la inclinación real. Cuanto mayor sea elángulo de la sección y la corriente, la inclinación aparente será cada vez menos. La sección perpendicular a lacorriente, cuando esta erosionada, muestra una laminación horizontal y paralela a los limites de los sets. [ver

25

cajas]

Estratificación cruzada planar de TIPO HERRINGBONE

Se denomina Herringbone o espina de pescado, cuando en dos sets superpuestos el sentido de la corriente esopuesta (180º). Al observarlo vemos las laminas en dos secciones a 90º, para así saber si son verdaderamentelaminas Herringbone y no algún buzamiento aparente.

LAMINACIÓN CRUZADA EN SURCO de ripples de corriente

En este caso los limites del paralelepípedo no son los limites de los sets. En las secciones perpendiculares a lacorriente, los limites de los sets serán simétricos y las laminas concordantes con los limites, es decir, que nolos cortan. En una sección paralela a la corriente, los limites de set son surcos mas lapsos, mas alargados, y laslaminas se inclinan con su buzamiento real en el sentido de la corriente. En planta, cuando se erosiona, laslaminas tienen disposición en cuchara, con la concavidad que indica el sentido de la corriente.

Laminación cruzada en surco de RIPPLES LINGUOIDES DE CRESTA RECTA

Solo varia la disposición de las laminas en planta.

Laminación cruzada en surco de MEGARIPPLES LUNADOS

Al migrar las laminas se produce un surco a mayor escala. Solo varia la disposición de las laminas en planta.

Laminación cruzada RIPPLES SINUOSOS

Nos puede dar laminación cruzada planar o en surco.

ALINEACIÓN DE PARTICIÓN

Son estructuras con laminación paralela, que se producen en lechos planos de flujo superior. Consiste ensuperficies de rotura (de laminación) longitudinales a la corriente y se debe a cierta orientación de los granosde arena. En las rocas se observan como zonas mas y menos erosionadas, debido al diferente material, masgruesos o mas finos.

Se originan en flujos supercríticos, donde se generan remolinos helicoidales y longitudinales a la corriente.Entre ellos existe intercambio de material, donde convergen hay una mayor velocidad de erosión, y dondedivergen hay menor velocidad de captación y deposito de materiales.

El resultado es la formación de crestas y surcos, donde las crestas están formadas por granos de mayor tamañoy los surcos por granos de menor tamaño. El espaciado entre crestas es de mm a un cm., la altura de unospocos granos y la longitud varia. Los granos de arena se disponen con sus ejes largos mas o menos paralelos ala corriente. Las crestas pueden llegar a unirse o desaparecer.

GRADACIÓN, GRANOCLASIFICACIÓN

Es una unidad de sedimentos caracterizada por una ordenación vertical de los granos, mas gruesos abajo y losmas finos arriba, se la denomina normal o positiva. Se debe al deposito gradado de corrientes que disminuyengradualmente su velocidad. Hay muchos tipos fundamentales, dos de ellos son: en el que los gruesos estánabajo y los finos arriba [a], y donde la proporción de gruesos decrece hacia arriba y los fino están presentes entodos los lados [b].

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También puede haber gradación negativa, por ejemplo, en depósitos turbidíticos de gran densidad, enalfombras de tracción... En este caso los gruesos están en la parte alta, debido a la colisión en la parte alta delos gruesos y la acomodación de los pequeños abajo.

En el campo se puede identificar por zonas mas erosionadas o mas oscuras, asociadas a materiales mas finos,en relación a los gruesos.

RIPPLES DE OSCILACIÓN O DE OLEAJE

Son sucesivas alineaciones de crestas y surcos, pudiendo ser simétricas o asimétricas. Si son simétricos seránseguro ripples de oleaje, pero si son asimétricos tenemos que identificar las distintas estructuras interna (sets ylaminación) de los ripples de oleaje.

Se producen en aguas someras, para una velocidad entre 10 y 90 cm/s y un tamaño de grano entre 0,05 y 1,5mm.

Las crestas, en general, se disponen de forma mas o menos alineadas, y es frecuente que desaparezcan o sebifurquen.

La estructura de ordenamiento interno se denomina laminación cruzada de ripples de oleaje. Se caracterizaporque los limites de los sets son irregulares, formando crestas y surcos. La laminación es similar a lassecciones perpendiculares de la laminación cruzada en surco de los ripples de corrientes, pero en los ripples deoleaje las laminas pueden pasar de un ripples a otro, y se pueden juntar formando haces.

Es frecuente que las laminas de oleaje se dispongan formando estructuras chevron, en los puntos de inflexión,tanto en las crestas como en los surcos.

CLIMBING RIPPLES

A veces los ripples de corriente y de oleaje, no solo migran horizontalmente, sino que también lo hacen haciaarriba. En este caso los limites de los sets, están inclinados en la dirección contraria a la laminación interna delforeset.

Si se inclinan mucho pueden llegar a desaparecer los limites erosivos de los sets. Dando lugar a la laminacióncruzada de climbing ripples, de ripples de corriente o de oleaje, nunca de megaripples.

Estos cosets están caracterizados bien por no poseer limites erosivos de los sets, o bien si existen estaráninclinados al lado contrario a la laminación.

Teniendo en cuenta los ángulos de climb y stoss−side podemos tener:

− si el ángulo de climb es menor que el de la inclinación del stoss−side, existirá erosión entre los sets.

− si el ángulo de climb es mayor que el del stoss−side, no habrá erosión y se conservara la laminación del ¿leeside?.

El ángulo de climb puede variar o no, dentro de un coset [ver esquemas].

Los climbing ripples pueden ser de tres tipos:

− con limites erosivos [a]

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− sin limites erosivos [b]

− en fase (ángulo de 90º) [c]

La transformación de un tipo en otro se debe a un incremento en la carga en suspensión, una disminución deltamaño de grano, aumento de la cohesión... [a] ! [b] ! [c]

IMBRICACIÓN DE CANTOS

Los fluidos con viscosidad alta, son capaces de orientar los cantos de una forma imbricada. Estos cantosviajan con la matriz del fluido y debido a los choque se colocan en sentido de menor resistencia a la corriente,inclinándose hacia el sentido contrario a la corriente.

Estratificación cruzada debido a la MIGRACIÓN DE BARRAS DE ACRECIÓN

Es una estratificación cruzada que no esta relacionada con la migración de ripples, sino que es debido a lamigración de barras de acreción en meandros. En los ríos los meandros erosionan el lado cóncavo y depositanlos materiales en el lado convexo, habiendo una migración del canal en ese sentido.

Las marcas son las distintas posiciones de los depósitos, y dan lugar a una estratificación cruzada de tiposigmoidal. La migración del canal es fundamentalmente perpendicular al flujo de la corriente, pero también lohace un poco aguas a bajo, dando lugar a una superficie erosiva.

Estratificación cruzada HUMMOCKY

Es una estructura formada por sets de laminas curvadas en montículos (hummocky) y depresiones (swale)tridimensionales. Vistos en planta, la distribución, forma y tamaño de los montículos y depresiones es muyirregular. Las laminas raramente buzan mas de 12º y normalmente tienen orientaciones al azar. Los sets secortan unos a otros con ángulos bajos. La separación montículos y depresiones está comprendida entre 1 y 5metros, y la altura de las ondas entre 10 y 50 centímetros. Se encuentran tanto en areniscas como en calizasdetríticas, con tamaños de granos de arena muy fina a fina.

Se originan por tempestades en mares, bahías y lagos, desde la zona intermareal hasta la plataforma másexterna, a cerca de 200 m. de profundidad. Sin embargo, normalmente sólo se conservan en depósitos deplataforma, por debajo del nivel de base del oleaje normal. La arena es allí transportada en suspensión porcorrientes unidireccionales o de flujo combinado y posteriormente redistribuida por flujos predominante oexclusivamente oscilatorios.

Existe estratificación cruzada hummocky de dos tipos:

− Erosión y recubrimiento o Pasiva

Es el tipo mas frecuente. Los hummockys y swales se forman por erosión, y las laminas cruzadas por simplerecubrimiento pasivo, de manera que cada una es más ancha sobre los swales y más estrecha sobre loshummocky.

− Acreción vertical o Activa

Los hummockys se forman por agradación (deposito vertical) a partir de superficies planas. Cada lamina smás ancha sobre los hummockys que sobre los swales.

11 − ESTRUCTURAS DE CORRIENTES EROSIVAS

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También se les llama sole marks y se clasifican surgen su morfología. Generalmente aparecen como moldesen la base del estrato, que se sitúa inmediatamente por encima. Si es la marca original la llamamos mark, y sies el molde cast. Son el resultado de la erosión de material cohesivo debido a corrientes y en general sobrematerial de tamaño fino, lutitas.

Cuando las depresiones que genera son rellenadas por material de litología mas gruesa (normalmente arena).Las posteriores erosiónes hace que desaparezca el material mas fino y nos quede el mas grueso en forma demolde. Por lo tanto se conservara mejo si hay alternancia de los litologías diferentes. Es un buen criterio depolaridad, y nos indican el sentido y/o dirección de la corriente.

Hay dos tipos fundamentales, a los que se le añaden otras dos estructuras excluidas de estos dos grupos:

− Scours marks

Debido a la erosión de una corriente de turbidez sobre estratos cohesivos.

− Tools marks

Erosión combinada de corrientes turbulentas y objetos transportados que tocan el fondo y lo erosiónan.

− Crescents marks

Es la erosión combinada de corrientes y objetos, pero en este caso los objetos están fijados en el suelos.

− Marcas de agua

No se consideran sole marks y están formados por gotas de agua.

SCOURS MARKS

FLUTE MARK

Se producen por remolinos de la corriente, que se inician en pequeñas irregularidades del fondo lutitico ofangoso. Aparecen formando grupos, y su morfología es muy variada.

La estructura vista en perfil, teine una morfología de surco irregular, alargada en el sentido de la corriente, conun borde distal mas suave y el borde opuesto mas abructo, son asimétricos. En planta, tiene forma deherradura, el vértice en el borde mas abruto y abriendose en la zona distal.

Generalmente tiene una profundidad de cm., una longitud de cm. a dm. y la anchura puede ser de cm. a pocosdm. Tienen distintas morfologías: bulbosos, en abanico....

Estas estructuras se conservan como casts, de manera que aparecen como bultos en los muros de los estratos,indicando la polaridad.

RIDGES (cresta) AND FURROW (surcos)

Son estructuras de erosión sobre el fondo cohesivo y fangoso, pero son marcas longitudinales a la corriente,que solo indican la dirección de la corrente. Se conservan como cast, son líneas de crestas redondeadasseparadas por surcos agudos, dispuestos paralelos a la corriente. El espaciado no pasa el cm., es de mm., laaltura de pocos mm. y la anchura algunos dm. Es común que aparezcan asociados a flutes casts, y los furrowtengan un extremo redondeado pasando a ser flute marks.

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RILLS MARKS o MARCAS DE ARROLLADA

Son surcos ramificados, de pocos cm. de anchura y mm. de altura. Forman canalillos ramificados que aguasarriba se juntan. La longitud puede ser de metros. Se forman cuando al bajar la marea, el nivel del agua quedacortada por el nivel freático. Se conservan (mal) en materiales lutíticos y tambien en arenosos, como mark ocast.

FRONDESCENT CAST

Se producen en fondos lutíticos, cuando las corrientes llevan mucha carga. Son estructuras alargadas queforman lenguas con bordes crenulados que parten de un tronco común. La longitud en de cm., la altura demm. y la anchura de cm − dm. Son formas de abanicos, que sirven como criterio de polaridad e indicadoresdel sentido de la corriente, ya que los abanicos se abren aguas abajo. Se forman en lugares donde la corrienteno es tan turbulenta. Tiene un menor potencial de conservación.

POLIGONAL CAST

Son marcas irregulares sobre los fondos lutíticos, debido a corrientes con un eje perpendicular al fondo,cuando las corrientes son densas. En perfil dan crestas muy aguadas y surcos muy redondeados. Al estar muycerca unos a otros, en planta dan un estructura poligonal. La altura es de mm. y la anchura de cm. Seconservan como cast, por lo tanto la morfología seria inversa, parecida ....

SUTTER CAST

Son también producidas por la erosión de corrientes. Aparecen como crestas aisladas y alargadas, que enperfil tiene forma de V o de U. Se conservan en la base de los estratos de litología mas gruesa. La escala esmayor que las demás estructuras, la anchura es del orden de cm−dm. Se forman debido a que la corrientellevan gran cantidad de material de grano grueso.

TOOLS MARKS

Son marcas producidas por objetos transportados por la corriente, estos interactúan con el lecho fangoso(coherente lutitico), produciendo surcos. Aparecen como moldes y nos marcan la polaridad. Pueden sermarcas de impacto (discontinuas) o marcas de arrastre (continuas).

MARCAS DE ARRASTRE (continuas)

Son de dos tipos: groove marks y chevron marks.

Los groove marks son un surco alargado en la dirección de la corriente. Se conservan en el muro o base delas capa (superior) de grano mas grueso, como molde. Dependiendo del tamaño, pueden ser simples o conestriaciones e irregularidades. La escala es muy variada, siendo normalmente de dm−m. y la anchura de cm.Si son mas pequeños, hablamos de estriaciones de corrientes.

Nos da la polaridad y dirección de la corriente, y si se conserva le objeto que es difícil, también el sentido.Normalmente aparecen muchos asociados, y es frecuente que aparezcan en estratos indicando sentido de lacorriente cruzados. (...) el flujo de la corriente, existencia de alfombra de tracción e inercia de la corriente.

A veces estas estructuras de arrastre tiene sobreimpuestas al surco, otras estructuras mas pequeñas con formade punta de flecha, indicando el sentido de la corriente. Estas estructuras tools marks se denominan chevron.Se forman cuando el sedimento lutítico es mas plástico de lo que se requiere para la formación del groove.Nos dan alturas mayores a unos pocos cm., la anchura suele ser de hasta 4 cm. y la longitud variable según el

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tiempo de arrastre.

MARCAS DE IMPACTO (discontinuas)

A veces determinadas partículas pueden producir depresiones. En general son de mm. o de un cm. deprofundidad, y anchura y longitud variable del orden de mm. a un cm. Se conservan como moldes en la basedel estrato superior, como marks. Se clasifican en función de su morfología.

CRESCENT CAST

Se forman por erosión de la corriente sobre un fondo, cuando en esta se encuentra un objeto fijo en el fondolutítico o arenoso. Produce una estructura en forma de herradura alrededor del objeto. Se pueden conservar enla base (cast) o en el techo (marks), con forma de depresión o abultamiento con forma de herradura, eindicando la polaridad.

OTRAS

Es frecuente encontrar marcas erosivas de gotas de lluvia, en estratos limosos, arenosos... Nos dan criteriosclimáticos y de polaridad. No los debemos confundir con excavaciones de organismos de techo hacia abajo yque por arriba tiene forma redondeada.

Cualquier base de capa irregular cóncava hacia el techo, formada por erosión de corrientes de energía alta, queerosionan los estratos adyacentes, un ejemplo son los canales. En general nos sirven como criterios depolaridad, ya que en su en su parte inferior sedimentan los materiales mas gruesos. El relleno de la cicatriz,además no puede dar datos de la evolución del canal, si ha sido una erosión cada vez a mayor profundidad [a]o una erosión y ensanchamiento del cauce [b].

12 − ESTRUCTURAS ORGÁNICAS

Son el conjunto de evidencias tangibles de actividad orgánica, ya sea activa o fósil. Abarca los grupos debioerosión, bioturbación...

− Bioerosión: es la traza o huella orgánica que refleja la actividad mecánica o bioquímica sobre el sustrato.

− Bioturbación: refleja el retoque de la fabrica sedimentaria, del sustrato no consolidado.

− Bioestratificación: estructura que forman laminación generadas por los organismos.

− Bioconstrucción: se debe a la actividad constructiva de organismos, un ejemplo son los arrecifes coralinos.

La icnología es le estudio de la bioerosión y la bioturbación, e incluye la descripción, clasificación einterpretación de estas estructuras. La paleoicnología estudia las huellas del pasado y la neoicnología lashuellas actuales.

Otros términos iconológicos, como huella, traza o icnita, se utilizan para estructuras recientes y fósiles, ypueden aparecer en la superficie o en el interior del sustrato o estrato.

HUELLAS EN LA SUPERFICIE DEL ESTRATO

Pista (trail)

Huellas continuas producidas por el desplazamiento de un organismo que mantiene una parte de su cuerpo en

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contacto con el sustrato. Dentro de este grupo también se incluyen las pistas subsuperficiales, cuando sedesplazan por dentro del sustrato pero afectando a la superficie.

Huella (track)

Impresiones sobre el sustrato de manos, patas,,, dejadas por un organismo.

Rastro (trackway)

Sucesión de varias huellas de pisada orientadas en la misma dirección y producidas por un mismo organismo.

HUELLAS EN EL INTERIOR DEL ESTRATO

Borings (perforaciones)

Huellas que produce un organismo al perforar mecánica o químicamente un sustrato rígido o una roca(madera, conchas de organismos, calizas,,,)

Burrows (excavaciones)

Son las huellas realizadas por organismos en sedimentos sin consolidar

Otros términos utilizados en icnología son:

− estructuras internas y externas

− túnel, galería y chimenea, que nos sirven para definir excavaciones continuas

La configuración de una huella se describe a través de: su distribución en el interior del estrato, su situaciónrespeto a la estratificación (perpendicular, paralela,,,), si son tubos que se cortan o no...

Cuando somos capaces de reconocer la estructura orgánica, aunque su numero sea muy abundante, y ademássomos capaces de observar las estructuras primarias de carácter composicional que tenga el sedimento,hablamos de bioturbación configuracional. Si no somos capaces de reconocerlas (destruidas o deformadas), yson estructuras abundantes, lo llamamos textura bioturbada deformativa.

Las huellas pueden tener configuración o estructuras internas y externas, en relación al sedimento que teníanalrededor:

− Spreite: serie de laminas muy juntas, yuxtapuestas y curvadas que corresponden a las distintas posicionesdel organismo al generar la traza.

− Burrows lining: cuando las paredes no son lisas, y están revestidas. Es un engrosamiento adicionaloriginado por el mismo organismo que genera la traza.

− Burrows fiel: cuando están rellenos. Pudiendo ser el relleno activo, generado por el organismo que hace latraza, o pasivo (generado posteriormente por gravedad de los materiales que están encima.

Icnocenosis se refiere a la agrupación de trazas en una capa determinada, no separadas en el tiempo en cuantoa su momento de formación o génesis. Sus componentes pueden pertenecer a una icnofauna o icnogénesis.

Grafogliptidos, abarca un numero elevado de icnogéneros, tienen una geometría regular y forma compleja, de

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tubos cilíndricos en tres dimensiones. En general corresponden a huellas de alimentación con una explotaciónsistemática y económica. Se conservan como moldes en la base de los estratos turbidíticos.

PRINCIPIOS BASICOS DE LA ICNOLOGIA

1) Un mismo organismo desarrollando distintos tipos de actividades, genera distintas morfologías que seclasifican como icnogénesis distintas.

2) Por el contrario un mismo icnotaxón o especie, puede ser generado la actividad de organismos diferentes.

3) Un mismo organismo realizando el mismo tipo de actividad, dependiendo de la naturaleza del sustratosobre el que actúa, produce huellas distintas que se clasifican como icnotaxones distintos.

4) Un conjunto de huellas o trazas dentro de un mismo horizonte o conjunto estratificado puede estar formadopor un conjunto de organismos pertenecientes a varias icnocenosis y pueden estar separados en el tiempointervalos mas o menos largos. Ejemplo: en los hardground se produce una interrupción en la litificación,antes de que se produzca sedimentación por encima, pudiéndose generar otras trazas diferentes a las yaexistentes (pertenecientes a la primera sedimentación).

5) Un mismos organismo realizando el mismo tipo de actividad y actuando sobre el mismo tipo de sustrato,puede producir huellas o trazas distintas con las distintas partes de su cuerpo, que se clasificarían comoicnotaxones distintos.

6) Un organismo a lo largo de su vida se comporta de forma distinta, debido a lo cual puede generaricnotaxones distintos.

CLASIFICACIÓN

Hay tres tipos de clasificaciones fundamentales:

− morfológicas o descriptivas: basada en la morfología

− toponómicas: basadas en el modo de conservación de las estructuras, con relación a su posición en elsustrato.

− etológicas: distingue el tipo de actividad que realizaba el organismo

Las clasificaciones morfológicas se refieren solo a huellas de invertebrados, [Garcia−Pomas 1982].

La clasificación toponómica de Seilacher (1964) distingue:

− semirelieves: trazas conservadas en las superficies de los estratos en la litología más competente (enareniscas antes que en lutitas). Dentro de estas se distinguen:

− hiporelieves: conservados en la base de la capa

− epirelives: en el techo de la capa

Ambos pueden ser cóncavos o convexos, o lo que es lo mismo positivos o negativos.

− relives completos: cuando aparecen en el interior de una litología, normalmente rellenos de la litologíaadyacente.

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La clasificación toponómica de Martinson (1970), separa cuatro tipos en función de su posición respecto a laroca de caja, que representa la litología.

− Epicnos: huellas en contacto con la parte superior de la roca de caja

− Hipicnos: huellas en contacto con la parte inferior de la roca de caja

− Endicno: huellas situadas en el interior de la roca de caja

− Exicno: huellas fuera de la roca de caja

La clasificación etológica se basa en la actividad que realizaba el organismo al realizar la traza. Seilacher(1935) y Osgood (1970) separaban varias trazas etológicas.

− Cubicnos o huellas de reposo.

Se producen cuando el organismo interrumpe temporalmente su desplazamiento, y normalmente correspondena huellas de escasa subsuperficialidad.

− Fugicnos o huellas de escape

Son excavaciones o burrows producidas por organismos que responde a procesos de sedimentación o erosión.Son trazas subcilindricas y subverticales, perpendiculares a la estratificación.

− Repicnos o huellas de arrastre

Incluyen pistas como rastros de pisadas. Son superficiales o subsuperficiales.

− Pascicnos o huellas de pacción

Se originan por organismos sedimentivoros (que se alimentan de los sedimentos), y están formados en lasuperficie o cerca de la misma. Tienen morfologías curvadas, meandriformes,,, y son debidos a la explotaciónde los materiales (minerales) de los sedimentos.

− Fodicnos o fodinicnos o huellas de alimentación

Excavaciones de organismos sedimentivoros, en el interior del sustrato. Tienen morfologías ramificadas,radiales, en forma de U, conocoidales...

− Domicnos o huellas de morada

Burrows o borings, que están habitadas de manera mas o menos permanente. Son organismos suspensivos opredadores. Son frecuentes los revestimientos. Tienen morfologías cilíndricas o en forma de U, y pueden tenerciertas ramificaciones.

Hay muchas trazas que son pasos entre dos o más categorías etológicas, correspondiendo a huellasintergradaciones o multiples alimentación−morada....

METODOLOGIA DE TRABAJO EN ICNOLOGIA

Los aspectos del estudio pueden ser muy variados según el objetivo final, cronoestratigráfico, estratigráfico...

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1) Distinguir la estructura general de la textura figurativa o deformativa (no continuos)

2) Definir la estructura (tipo de estructura)

3) Relación de la estructura con el sedimento o roca encajante, (toponomia, composición litológica, tipo decontacto)

4) Características morfológicas de la traza o huella (ornamentación externa, estructura interna, orientación,geometría y dimensiones).

5) Clasificaciones (etológica, taxonomia de la huella, taxonomia del organismo)

6) Estudio de la asociación e interpretación (densidad de la estructura, datación relativa de las huellas,agrupación etológica, agrupación taxonómica, separación de icnocenosis, proporción relativa de icnotaxón y/ogrupos etológicos en cada icnocenosis, comparación con otras icnocenosis conocidas)

Podemos resumir que el estudio de las trazas tiene una amplia aplicación en el campo de la estratigrafía ysedimentología, por las características de las trazas que no tienen los fósiles. Como por ejemplo:

− La disposición in situ de las trazas, estas no están sometidos a transportes, se encuentran en el mismo lugarque donde se formaros, ligado al medio composicional en el que se encuentra.

− Mientras que los restos fósiles son muchos mas frecuentes en sedimentos carbonatados, en las trazas fósilesocurre lo contrario, son mas abundantes en sedimentos siliciclásticos, y nos dan información de este tipo deambientes en los que no tenemos otros indicadores.

− Las trazas fósiles ¿lugar? permanecen al tipo, restringiendo su utilidad bioestratigrafíca, pero podemosutilizarlas para comparaciones paleontológicas.

− Otra característica es, el elevado numero de trazas en el registro sedimentario, ya que un único organismopuede generar numerosas trazas, pero sin embargo solo en el mejor de los casos encontraremos su resto fósil.

− Las trazas fósiles son las únicas evidencias tangibles de la existencia de organismos de cuerpo blando, ygracias a ellas se hace determinaciones sobre su existencia.

A través del tipo de huella podemos conocer:

− Las condiciones hidrodinámicas y variaciones energéticas de las cuencas

− Los procesos no deposicionales, erosión, sedimentación...

− Las distintas variables del medio: temperatura, salinidad, profundidad, proporción y distribución denutrientes, grado de consistencia del fondo, grado de oxigenación...

A demás las huellas son indicadores de polaridad, paleocorrientes, procesos díagenéticos, bioestratigráficos enseries no fosilífera, identificación de organismos fósiles, densidad y grado de diversidad de comunidadesfósiles...

HARDGROUND

Superficies de discontinuidad en las cuales la cementación diagenética precoz ha producido una litificacióndel fondo marino, previa a ser recubierta con sedimentos.

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El tipo de discontinuidad es una paraconformidad, es una discontinuidad estratigráfica en la que existeparalelismo entre los materiales por debajo y por encima de la superficie de discontinuidad.

Estas omisiones se producen en depósitos carbonatados de aguas someras o umbrales pelágicos, ligadosiempre a procesos de somerización. Fursich (1979) indica que el sedimento tiene que pasar por tres etapas:

− softground (fondo blando)

− firmground

− hardground (fondo duro)

En esta ultima etapa, se distinguen varios procesos, erosión, actividad orgánica, nodulización, litificación,disolución y mineralización. Estos procesos no se suelen realizar iguales en todos los hardgrounds, varían enintensidad, en orden de actuación, en el numero de procesos, y varían en si se producen correlativa osimultáneamente. Estos hechos hacen que los hardgrounds tengan características muy distintas y que hagafalta estudiar cada uno de ellos para conocer los procesos.

Los hardground tienen importancia estratigráfica porque son muy buenos criterios de correlación. Se conocenen series antiguas, y son especialmente abundantes en el mesozoico (jurasico, cretácico,,,), y escasas enfondos marinos actuales.

Los procesos actúan de la siguiente manera:

− Erosión, debida a la acción de corrientes del fondo, que raramente emergen.

− Actividad orgánica, intensa, que al menos tienen tres modalidades, que en ocasiones se pueden dar de formasimultanea. Un primer tipo es la bioturbación sobre material no consolidado, otro es la bioerosión sobresuperficies litificadas, y el ultimo, la formación de costras de organismos incrustantes, que recubren losfondos endurecidos. El proceso puede ir acompañado de una litificación parcial, y así puede haber borrings enunas zonas y en otras bioturbación.

− Nodulización, debido a un efecto combinado de los círculos de aguas intersticiales y la bioturbación quefavorece la circulación esta agua.

− Litificación, consistente en la cementación de los fondos marinos por procesos diagenéticos superficiales,que endurecen el material y modifican la textura inicial de la roca carbonatada.

− Disolución, en cualquier momento que haya algún nódulo o algún nivel litificado, debido al cambios del phde las aguas circundantes.

− Mineralización, debida a una prolongada interrupción de las sedimentación, en la que tiene lugar diversasreacciones químicas que favorecen las precipitaciones de elementos del agua, óxidos de hierro, sílice, pirita,goetita, óxidos de magnesio...

El termino de hardground se utiliza para superficies de estratificación de rocas carbonatadas de mediosmarinos someros, donde hubo una notable o prolongada interrupción sedimentaria acompañada de litificación,y junto otros procesos como mineralización y actividad orgánica.

OTRAS ESTRUCTURAS

Las mayas de algas son un entramado de filamentos que recubre el sedimento. Estas algas se generan

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en zonas someras dulces y saladas, y presentan en la superficie una especie de película gelatinosa sobrela cual tienden a adherirse los sedimentos de grano fino. Una vez recubiertos de sedimentos tienden acrear nuevos filamentos perpendiculares, hacia arriba para así luego crear otro manto de algas encima.La repetición de este proceso da lugar a una laminación interna de carácter orgánico, generalmenteoscura (algas), que se suelen caracterizar porque la superficie es lisa con pequeñas irregularidades,debidas a la adaptación de las algas a las irregularidades del fondo.

Los estromatolitos, son igual que las mayas de algas en cuanto a la génesis. Además presenta una laminaciónondulada característica, con un relieve acusado, donde la laminas generalmente aumentan de espesor hacia laparte alta de la estructura (columar, mamelonar,,,).

Logan (1964) realiza una clasificación que identifica tres grandes grupos:

− LLH: hemiesferoides unidos lateralmente

− SH: hemiesferoides apilados verticalmente y separados cada pila unas de otras

− SS: esferoidales

Los LLH los divide en dos grupos dependiendo de si su superficie de separación entre domos es mayor omenor que el diámetro de los mismos:

− LLH−C: el espacio es menor que el diámetro de los domos

− LLH−S: el espacio es mayor que el diámetro

Los SH también los agrupa en dos grupos:

− SH−C: las laminas de cada domo solapan a base de los anteriores sin aumentar el diámetro basal.

− SH−V: no hay solapamiento basal de laminas y el diámetro basal varia (aumenta hacia arriba)

Los SS o estromatolitos esferoidales, son también conocidos como oncoides. Son mayas de algas que recubrefracturas de fósiles o granos de cualquier naturaleza o tipo. Logan dentro de este grupo también distingue trestipos:

− SS−C: concéntricos (recubrimiento concéntrico)

− SS−I: oncoides apilados e invertidos

− SS−H: apilamiento de semiesferoides compleja

Estas estructuras tienen importancia en la interpretación de ambientes sedimentarios. En general son formascorrespondientes a medios litorales y dependen de la litología correspondiente a subzonas de este ambiente.

− LLH: intermareal en zonas protegidas

− SH: zona de relativa mayor agitación, en zonas inter−supramareal

− SS: ambientes submareales (someros) o intermareal mas distal, con mayor agitación de las aguas que en losanteriores

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Los LLH y los SH nos sirven además como criterio de polaridad

13 − ESTRUCTURAS DE DEFORMACIÓN

Falta dar tamaño y forma a los cuadros

Son estructuras postdeposicionales, se producen casi a la vez que la sedimentación.. Se caracterizan por quedeforman las estructuras precias existentes en los sedimentos, ejemplo, una laminación o estructura erosivaprevia. Entre estas incluimos las deformaciones que se producen cuando el sedimento no esta litificado.

Podemos establecer una clasificación genética (según su formación), a su vez basada en la geometría de lasestructuras:

− Estructuras de carga por gravedad.

− Estructuras de escapes de fluidos

− Estructuras de inyección o intrusivo

− Estructuras de deslizamiento

− Grietas de contracción

− Cantos de arcilla armados

ESTRUCTURAS DE CARGA POR GRAVEDAD

Son protuberancia en la base de estratos de litología de tamaño limo o mayor, que se depositan sobremateriales de menor densidad. Por lo tanto para que se forme es necesario la presencia de dos litologías dedistinta densidad y una causa que inicie la carga de los sedimentos hacia abajo, ejemplos:

− una irregularidad previa (surco erosivo,,,) [A]

− un deposito diferencial (ripples) [B]

− fenómenos bruscos (deposito marino debido a una tormenta o fenómenos sísmicos) [C]

Para que se formen dos litologías con dos densidades , tiene que haber una acumulación rápida de losmateriales mas densos. Así se forman los load casts, que son protuberancias irregulares que sobresalen en labase de las capas de litología mas gruesa. Si la litología de la estructura de carga tuviese una estructura interna(ejem. laminación), esta también se deformaría. Tienen importancia porque son criterios de polaridad.

Si la deformación prosigue los load casts pueden quedar individualizados dentro de la litología mas finaadyacente ( ejem. carbonatos dentro de lutitas), y pasan a llamarse pillows, estructuras almohadilladas opseudonódulos. Tienen morfologías helicoidal o elipsoidal, y a menudo con concavidad hacia el techo, y eltamaño suele ser de dm. a cm. Si los load casts presentasen una laminación previa, los pillows conservarían lalaminación interna, concordante con la base. Sirve como criterio de polaridad cuando tenga laminación internadeformada o cuando los limites presenten formas de carga.

Si la forma de iniciar la carga era por un deposito diferencial, por ejemplo ripples migrando que en la crestatienen mas cantidad de material que en los surcos, se puede formar load casts ripples. Que son protuberanciasirregulares que sobresalen de la base y tienen forma de abanico mas o menos abierto, pudiendo suceder que

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las capas lleguen a estar invertidas [B']. La escala puede ser de unos pocos centímetros o hasta de metros,formándose load casts megaripples. Nos sirven como criterio de polaridad y para saber la dirección demigración de los ripples previos a la deformación.

ESTRUCTURAS DE INYECCIÓN

Las estructuras en llama, presentan una geometría, mas o menos, de crestas agudas de materiales lutíticospresentado el material arenoso o conglomerático supradyacente. La escala es desde mm hasta métricos. Lomas frecuente es que vayan asociados a load casts. Son útiles como criterios de polaridad, y suelen serinclinados respecto a la estratificación, no perpendiculares.

Hay mas estructuras de inyección, pero son poco frecuentes en el campo.

LAMINACIÓN CONVOLUTE

Para estas estructura es necesario una laminación previa, de materiales de tamaño limo o arena, ya sea paralelao cruzada. Son laminas replegada y contorsionada dentro de un estrato bien definido y sin distorsión. Lageometría es variada, pero los anticlinales suelen ser mas agudos, y los sinclinales mas laxos o amplios. En eltecho la estructura se amortigua e esta truncada erosivamente por laminas mas moderna no deformadas.Corresponde a estructuras de carga por fluidificación, es decir, por escape de fluidos. La escala es muyvariable, ya que puede afectar a niveles centimétricos y a veces métricos. Nos sirve como criterio depolaridad.

ESTRUCTURAS DE DESLIZAMIENTO

Son estructuras contemporáneas con la sedimentación, en las cuales una masa de sedimentos estratificadospreviamente depositados, se deslizan ¿en forma de una superficie?. Generalmente el desplazamiento espequeño, y se pone en manifiesto en sucesiones continuas de alternancias de calizas−margas, en materialescon distinta coherencia. Como consecuencia se producen repliegues que indican el sentido deldesplazamiento, puediendo llegar a fracturarse. Durante el desplazamiento puede ocurrir que erosiona almaterial subprayacente, llevándose cantos de ese material (...).

Para que se produzca esta estructura hace falta cierta pendiente, de uno o dos grados. El grosor puede serdesde centímetros a decenas de metros. Se debe a velocidades de sedimentación elevada, de materialesrítmicos ABABAB, en ambientes con cierta inestabilidad debido a una pendiente o un seísmo que laproduzca.

Para diferenciar esta estructura de una tectónica, basta con observar que en los limites debe haber estratos sindeformar concordantes morfológicamente.

A estos niveles se les llaman niveles slumpizados (slump).

GRIETAS DE CONTRACCIÓN

Son estructuras de disminución del volumen del sedimento

Grietas de desecación

Son las mas conocidas, y se forman en materiales lutiticos o fangosos como consecuencia de la disminucióndel volumen por perdida de agua. En planta se ve un sistema poligonal de grietas, y en perfil se ve la secciónen forma de uve. La conservación es como moldes en la capa supradyacente. Cuando los depósitos son detamaño mas lutitico, frecuentemente tienen varios sistemas de grietas superpuestas. Por lo general la

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profundidad y la anchura son de centímetros, y la dimensión de los polígonos es variable, de cm − m. Sonestructuras subaereas y preenterramiento. Nos sirven como criterios de polaridad, vistas en sección o en plantapor que los polígonos tienden a ser cóncavos hacia arriba.

Grietas de sinéresis

Tienen morfología y escala similar, pero se producen en condiciones subacuaticas, por cambios en lacomposición de las arcillas. Se puede utilizar como criterio de polaridad. No son polígonos perfectos, loslados son mas redondeados y mas desconectados.

Es difícil la diferenciación entre los dos tipos de grietas, solo se podrá clasificar si tenemos otra estructuraasociadas como ripples de oleaje, pisadas...

14 − ESTRUCTURAS DIAGENETICAS

Son estructuras sedimentarias secundarias, porque tienen un origen postdeposicional.

Pueden aparecer en el interior o en la superficie del estrato, y nos informa de las características diagenéticasdel medio. Todas se forman durante al diagénesis, algunas en los primeros estadios de la diagénesis, otros enlos intermedios o en los estadios finales. Hay de dos tipos:

1) ESTRUCTURAS DE PRECIPITACIÓN

A) CONCRECIONES

A1) Nódulos

Son cuerpos irregulares sin estructura interna, están fragmentados y alterados según capas concéntricas desdea dentro hacia a fuera. Se caracterizan por una composición distinta al de la roca en la que se encuentra (rocacaja). La superficie externa es lisa pero puede tener irregularidades, dependiendo de la composición. El colores variado, y el fresco no suele coincidir con el superficial alterado. La composición mas frecuente es: nódulosde sílice, de anhidrita (chert), de fosfatos, de manganeso o de distintos tipos de carbonatos (calcita, dolomía,siderita...)

Los nódulos se distinguen de los pseudonódulos (pillows) por su composición, los pillows tienen igualcomposición de la roca a partir de la cual han cargado, que nunca tendrán los nódulos diagenéticos

A2) Concreciones s.s.

Las concreciones en sentido estricto, son aquellas que aparecen en sedimentos detríticos, en las cuales seproduce precipitación de alguna sustancia alrededor de un núcleo, tienen estructura interna.

A3) Geodas

Son concreciones de forma esférica o subesférica, con el interior hueco tapizado de cristales de composicióndiversa, y con la parte externa formada por una o varias capas de calcedonia

A4) Septarias

Concreciones de forma esférica o subesférica, que se caracterizan por presentar internamente grietas formandodos sistemas, uno concéntrico y otro radial, su intersección da a la estructura un aspecto poligonal.Internamente la composición puede ser de la concreciones en si, como del relleno, siendo diferentes. Muy a

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menudo la composición de las septarias es lutítica y se erosiona muy fácilmente. En practicas veremos unaseptaria de carbonatos rellena de pirita.

A5) Rosetas

Concreciones con morfologías típicas de sedimento pertítico permiable. La composición y escala es muyvariable. Roseta del desierto.

A6) Anillos de Liesegen?

Son anillos concéntricos alrededor de una grieta, formados por óxidos de Fe, se debe a la disolución yreprecipitación.

B) Cristales

Es una estructura de precipitación. Incluidos en rocas de composición totalmente diferente, se forman cristalesidiomórficos, en etapas diagéneticas muy diversas, esto da lugar a moldes de los cristales en el estrato inferiorde composición limolítica. Nos sirve como criterio de polaridad.

2) ESTRUCTURAS DE DISOLUCIÓN

Estilolitos•

Esta estructura es consecuencia, de la actuación de presión generalmente litostática, que producen unadisolución del material a lo largo de una superficie paralela a la estratificación (rara vez perpendicular ooblicua) y perpendicular a la presión. Si existe material insoluble como arcillas o óxidos de Fe, esos sedepositan de manera que nos indican la superficie de manera evidente. Aparecen en calizas, dolomías y sumorfología puede ser muy variada. [clasificación]

Rellenos geopetales•

Son rellenos diferenciales, en cavidades de tipo orgánico (concha) o en otro tipo de porosidad, en los cuales,en la parte inferior hay lodo carbonatado (micrita), y en la parte superior cristales grandes de carbonatos(esparita) que rellenan el hueco en etapas diagenéticas posteriores. Los podemos usar como criterios depolaridad.

Conos encajados•

Es una estructura poco frecuente en el campo, pero que nos sirve como criterio de polaridad. Son asociacionesde conos encajados unos en otros, y con una disposición del vértice del cono indicando la base del estrato. Losángulos del ápice varia entre 30º y 60º, y es frecuente que en los lados aparezcan estrías. Entre los distintosconos hay laminas de óxidos de hierro o arcillas. Aparecen en lutitas y calizas, y los conos suelen ser decalcita, dolomía o yeso. Su génesis es condicional a la existencia previa de un nódulo o concreción con unaenvoltura fibrosa, que al ejecutarse una presión sobre ella se produce la fractura según planos de cizalla deforma cónica.

Tipí Tepees•

Son estructuras diagenéticas tempranas, que forman bucles en sección, separados por espacios regulares, yque afectan a una o varias capas de naturaleza carbonatada (laminada). Los distintos bucles separanestructuras de expansión (o alta velocidad), de las distintas formas, en planta, adyacentes. Las crestas tienenforma de V invertida, y la escala es de cm a m, dependiendo del número de capas a los que afecte. Cuando las

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crestas se observan en planta, intersecan unas con otras dando lugar a un modelo poligonal bastante regular.Debido a la expansión la estratificación se curva hacia arriba, originando fracturas que se rellenan con elmaterial supradyacente. Son típicos de ambientes supramareales y de diagénesis tempranas

15 − FACIES Y SUCESIONES DE FACIES

SUCESIONES ESTRATIGRAFICAS

Series o sucesiones estratigráficas es la manera que tiene de disponerse la roca sedimentaria, y que es eldeposito ordenado, en el tiempo, de los materiales.

En el campo nos encontramos con una serie de materiales plegados, pero en los que podemos diferenciar losdistintos estratos basándonos en el cambio de litología, cambio textural, cambio de proporciones decomponentes y así distinguimos los distintos tramos.

El mapa geológico es la representación de los tramos y la intersección con la superficie. El corte es tal comolo observamos en el campo, el perfil topológico y la representación de los distintos tramos. A partir de loscortes midiendo espesores perpendiculares a la estratificación, la litología, las estructuras... representamos unacolumna estratigráfica.

La serie debe estar en posición normal, deberíamos establecer el orden temporal de los tramos. Las series sonuna sucesión de tramos (conjuntos de estratos) y no una superposición (ya que están relacionando losmateriales)

Series locales son validas para aquellas localidades, es una serie parcial, la hace mas general si supiésemoscorrelacionar las series locales.

Lo primero ha observar es la litología, tamaño de grano, contenido biológico, descripción de fósiles(completos, fragmentados, en posición de vida,,,), estructuras sedimentarias...

En el campo nos podemos encontrar sucesiones uniformes desde el punto de vista litológico, con lo que laseparación de tramos es difícil. Esto significa que las condiciones del medio se han mantenido uniformes, peroes raro que se produzca. Se suele dar en sedimentos finos, sobretodo en los depositados en grandes fondos,también en calizas de grano fino equivalentes a las arcillas. El tramo implicado es largo, y la agitación mas omenos alta, permitiendo la mezcla de los materiales y un su uniformismo.

Lo normal son las secuencias heterogéneas, con cambios de litologías, texturas,,, que significan que bien lafuente, el transporte o la velocidad, han variado. Cuando tienen esta heterogeneidad, tendremos cierto orden, ysucesiones ordenadas por el tamaño de grano o con cambios en la composición no bruscos.

A la hora de realizar la sucesión, lo primero es representar la línea vertical con la división del espesor enmetros de los tramos. Las litologías las representamos de distintas maneras, con distintas tramas. La partederecha tiene un relieve que significa el tamaño de grano, de mas fino a la izquierda, a mas gruesos hacia laderecha.

También podemos indicar el numero de muestra, los símbolos que caracterizan a los fósiles encontrados,estructuras... Mas a la izquierda, la clasificación en unidades estratigráficas y la edad. Otra aspecto arepresentar son las discontinuidades en la sedimentación, estas interrupciones se dibujan con el contacto entretramos ondulante, no recto.

Hay varios tipos de columnas, en una se pueden separar en dos columnas la litología y textura, de lasestructuras presentes. En otras se pueden añadir distintos datos, paleocorrientes, datos de laboratorio, CaCO3,

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%Q, interpretación del medio...

Otra cosa es la identificación de facies. Su definición se debe a Gressly que dijo que facie es el conjunto decaracterísticas litológicas y paleontológicas que caracterizan un estrato o un conjunto de estratos que lospermite diferenciar de las adyacentes.

Las características de los materiales se debe a todos los procesos sedimentarios y al medio sedimentario. Siconocemos las características que los medios actuales dan a los depósitos, podemos utilizarlo a la inversa, yasi las facies nos permiten deducir el medio sedimentario en que se acumulo. En un medio nos podemosencontrar con varias facies.

Las unidades litoestratigráficas es cada conjunto de materiales que se diferencian en el campo de lasadyacentes, dentro de una unidad puede haber muchas facies. El limite de una unidad siempre coincidirá conel cambio de facies.

FACIES

El termino facies fue empezado a utilizar por Gressly (1938), se aplica al aspecto que tiene un estrato, alconjunto de características litológicas que presentan un conjunto de estratos y los diferencia de los adyacentes.

Luego se observaría que estar características son consecuencia del medio donde se depositaron, y surgen lasacepciones genéticas. Facies: conjunto de características litológicas y paleontológicas que permite diferenciara un estrato o conjunto de estratos de los adyacentes, y que nos aporta datos del medio donde se depositaron.

El concepto facies se diferencia del termino unidad estratigrafica, en que la unidad se refiere aun volumen deroca medible, y facies no implica una distribución espacial, ni se refiere a un volumen.

Las facies se pueden cuantificar (clasificar) por porcentajes, o partiendo de tres aspectos:

− facies descriptivas o empíricas

− facies interpretativas

− facies con referencia crono

Facies descriptivas o empíricas, corresponden a la definición original de Gressly, conjunto de característicaslitológicas y paleontológicas de una unidad o grupo de estratos. Las facies iguales no son exclusivamente deigual edad:

− isopicas:

facies con características semejantes, que correspondes a regiones o edades diferentes.

− hetorópicas:

facies con características diferentes.

Facies interpretativas se utilizan para denominar a los materiales depositados bajo unas condicionesdeterminadas, que pueden ser deducidas en su litología y contenido paleontológico. Así se puedendescribir facies según el medio sedimentario en que se depositaron, según algún aspecto geoquímico delmedio (oxidante, reductor...) o referidas a aspectos geográficos y condiciones tectónicas (tectofacies) dela región.

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Se distinguen distintos tipos de facies tectónicas:

− Flysch.

Se refiere a una alternancia de litologías o materiales bien estratificados. Se creía que eran depósitossinorogénicos, formados simultáneamente con una fase tectónica, aunque mas adelante se vio que se debían acorrientes de turbidez (con menos consideraciones de tipo tectónico). Los materiales dominantes en la seriesflysch son de facies turbidíticas, caracterizadas por la existencia de granoclasificación en sus capas.

− Molash

Son tectofacies de grandes espesores, que se producen en medios continentales o en zonas marinas muysomeras, se consideran postectónicas

Facies cronoestratigraficas, son materiales con carcteristicas litológicas y paleontológicas determinadasy ligadas a una edad (materiales depositados en un determinado intervalo de tiempo). Antiguamentefueron consideradas unidades cronoestratigraficas, pero posteriormente se las considero facies. Dos deestas facies son:

− Keupler: Son de medios continentales, arcillas verdes rojas, yeso

− Weald: Son arenas de colores blancos que se extienden por todo la cordillera Iberica. Hasta tal punto se laconfundió con una unidad cronoestratigráfica que se la denomino wealdense.

TIPOS DE FACIES

Litofacies

Solo referidas al aspecto litológico, sin fósiles o con fósiles pero considerándolos como clastos que no sirvenpara la caracterización de la roca. No deben de ser confundidas con unidad litoestratigráfica o con un mediosedimentario.

Se denominan litotopo a las áreas dentro de un medio sedimentario con diferentes características litológicas.Un litotopo es una área de sedimentación uniforme con una sola facies (dentro de un litotopo, las litofaciesson uniformes).

La posición de los litotopos varia con el tiempo, dando lugar a registros con el limite serrado (cambios defacies). Los limites de medios sedimentarios (unidades litoestratigráficas) se ponen de manifiesto por cambiosde facies.

Una litofacies alude a un conjunto de características litológicas de unos materiales y a las condicionesfísico−químicas reinantes durante el deposito. Generalmente las litofacies son homogéneas desde un punto devista litológico. Pero también pueden ser heterogéneas, cuando la litología sea diversa, pudiendo presentar ono cierto orden, siendo las mas comunes las facies rítmicas de alternancia de alta y baja energía.

Biofacies

Son aquellos materiales caracterizados por los restos de los distintos organismos, que se diferencian de losadyacentes, y que nos aportan datos del medio. Son el conjunto de características paleontológicas que definena los materiales, y que son a su vez reflejo de las condiciones biológicas reinantes durante el deposito. Tienenun gran valor en las calizas y en algunos terrígenos.

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Los fósiles que nos interesan son los denominados fósiles de facies, son organismos que dependen del medioo fondo sobre el que viven, por ejemplo sirven los organismos bentónicos, no sirven los planctónicos porquesu aparición no esta ligada a ningún medio.

Microfacies

Se refiere al conjunto de características litológicas y paleontológicas que presenta un material al observarlocon el microscopio en lamina delgada, y que lo diferencia de los adyacentes. Su estudio es imprescindible enlas calizas.

Su estudio tiene el problema que a pesar que la muestra recogida sea representativa, al realizar la laminadelgada en dos dimensiones podemos perder características interesantes en correlación.

Las nannofacies vienen a ser lo mismo, pero su estudio se realiza ocn el microscopio electrónico.

Tectofacies

Dentro de las facies interpretativas, las tectofacies describen grupos de estratos depositados en un mismodominio tectónico o bajo las mismas condiciones de comportamiento tectónico de una región. Ejemplo:tectofacies flysch y molash.

CAMBIOS DE FACIES

Los cambios de facies se producen como consecuencia de cambios en las condiciones de la sedimentación,por variaciones de las características dentro de un medio, o por la variación a lo largo del tiempo. Dos grandesmotivos de cambios de facies

− los cambios de las condiciones del medio en el espacio nos dan cambios laterales.

− los cambios de las condiciones del medio en el tiempo nos dan cambios verticales.

En resumen los cambios pueden realizar paralelos, perpendiculares, e incluso oblicuos a la estratificación,cuando a medida que cambia en el tiempo, también cambia su extensión.

Del mismo modo los cambios pueden ser graduales o bruscos, si existe un paso progresivo de una litofacies aotra o por el contrario se existe un fuerte contraste entre ambas litofacies.

La ley de Walter establece que las litofacies se presentan ordenadas en sentido lateral y vertical, es decir, quelas caces que se observan yuxtapuestas pueden ser reconocidas superpuestas. Esta ley se cumple en regiones eintervalos de tiempo relativamente estables.

Los principales factores que controlan los cambios son la tectónica y el clima.

− Tectónica. Causante de áreas elevadas (fuentes) y deprimidas (cuencas), y también causante de lasubsidencia del fondo de la cuenca.

− Clima. Dependiendo de el se producirá un tipo y volumen de sedimentos.

Si pareciesen constantes estos factores, la sedimentación sería homogénea, y los cambios serian debidos afactores que implican desplazamiento de los medios y la aparición de nuevas facies.

En relación a la tectónica, hay que tener en cuenta:

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− la tasa de sedimentación, velocidad y cantidad de aportes que llegan a la cuenca

− la tasa de subsidencia o hundimiento del fondo de la cuenca.

Teniendo es cuenta estas dos tasas podremos tener tres casos:

− tasa de sedimentación > tasa de subsidencia.

Los cambios de facies se producen hacia facies mas someras, hasta que se termina por llenar la cuenca

− tasa de sedimentación = tasa de subsidencia

Si la cantidad de hundimiento se equilibra con la cantidad de sedimento, tendremos una cuenca homogénea,no habrá variación de facies en la vertical, ya que el fondo mantendrá su profundidad.

− tasa de sedimentación < tasa de subsidencia

La cuenca seria cada vez mas profunda, y la sucesión seria con facies cada vez mas profundas.

El clima controla el tipo y volumen de aportes, y conjuntamente con la tectónica, tendremos un factormedioambiental que influye en el cambio de fase.

ASOCIACIÓN DE FACIES

Asociación de facies es cualquier conjunto de facies relacionadas genéticamente, formadas dentro de unmedio sedimentario. Esto nos permite interpretar un estrato con los datos de los estratos adyacentes(somero−desconocido−profundo).

En principio si toda la sedimentación fue continua, se presentaran las facies ordenadas formando secuenciasde facies, que son disposiciones ordenadas en la vertical en donde las facies pasan de manera gradual de unasa otras. También las secuencias se pueden ir repitiendo, formando sucesiones cíclicas, rítmicas...

En una secuencia el cambio de facies puede venir dada por el cambio de tamaño de grano, formandosecuencias granodecrecientes y granocrecientes.

− Secuencia granodecreciente o positiva

El tamaño de grano de las facies disminuye hacia el techo. En materiales terrígenos nos indican perdida de lacapacidad de transporte del fluido. Son característicos de los cauces.

− Secuencia granocreciente o negativa

Los facies mas finas están en la base y los mas gruesos en el techo. En terrígenos nos indican un aumento dela capacidad de transporte del flujo. Caracteriza a pequeños lóbulos arenosos sobre sedimento lodoso, en lascorrientes de los cauces, llanura.

No debemos confundir estas secuencias con la granoselección, que es la variación de tamaño de grano queinfluye a una sola facies.

El limite de las secuencias suele ser neto e incluso erosivo, y a veces gradual. Pero en cualquier caso estamarcado por un salto brusco en el tamaño de grano.

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En los carbonatos no podemos hablar de secuencias de tamaño de grano, porque no dependen de la energía delmedio de transporte. Se habla de secuencias de profundización y somerización, según si vamos a medios maso menos profundos. Los limites suelen ser netos.

− Secuencia de somerización

supramareal

intermareal

submarino

− Secuencia de profundización

plataforma

submareal

intermareal

supramareal

También distintas secuencias de acuerdo con el espesor del estrato

− Secuencia estratocreciente

Secuencia donde se superponen estratos cada vez mas potentes.

− Secuencia estratodecreciente

Se superponen estratos cada vez mas delgados.

Las secuencias que relacionan estratos con cambios de espesor y de tamaño de grano, dan lugar a otros tiposde secuencias que son el resultados de la combinación de las anteriores.

a) granocreciente y estratocreciente

b) granocreciente y estratodecreciente

c) granodecreciente y estratocreciente

d) granodecreciente y estratodecreciente

Otras secuencias tipifican un mecanismo de transporte, un caso son las turbíditas, que se deben a corrientes

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de turbidez. El primero en estudiarlas fue Bouma, e idealmente estas secuencias se inician con una superficieneta, que puede tener alguna estructura erosiva, y luego:

a) intervalo de areniscas, con granoselección normal (disminuye de tamaño).

b) areniscas de grano algo mas fino, con laminación paralela de alto flujo.

c) intervalo con laminación de ripples o con laminación convolute

d) limos con laminación paralela tenue o de bajo flujo

e) arcillas o lutitas y fango

16 − NOMENCLATURA ESTRATIGRAFICA

Uno de los primeros objetivos de la Geología era la clasificación y ordenación de los materiales según suscaracterísticas.

Steno (1669) publicó la primera sucesión de las materiales, basadas en la litología. Luego en la segunda mitaddel siglo XVIII, Arduino y Werner clasificaron las rocas en función de la edad y la litología.

Ya en 1881, en el Congreso Internacional de Bolonia, se propuso un esquema de jerarquización estratigráficaen unidades temporales, basadas en el contenido faunístico. Este esquema fue revisado en congresossucesivos.

Para poder comparar mejor las observaciones y investigaciones que se realizan en el mundo, se clasificaronlos estratos en distintas unidades estratigráficas en función del criterio utilizado en su definición.

− Unidades litoestratigráficas: basadas en al diferencia litológica de las sucesiones estratigráficas.

− Unidades bioestratigráficas: basadas en el contenido paleontológico de los estratos.

− Unidades cronoestratigráficas: basadas en el tiempo

Una unidad estratigráfica es un estrato o conjuntos de estratos adyacentes susceptibles de reconocerse en suconjunto como una unidad (o entidad característica) en la clasificación de la sucesión estratigráfica de latierra, respecto a algunas de las numerosas características, propiedades o atributos que las rocas poseen.

UNIDADES LITOESTRATIGRAFICAS

Son un conjunto de estratos en los que predomina una determinada litología o una determinada combinación,que se diferencia de las adyacentes. Están formadas por cualquier tipo de sedimento o roca sedimentaria, ytambién por cualquier roca ígnea que cumpla el principio de superposición de estratos.

Son el resultado de una observación directa y no son objetos de una interpretación. Se puede tener en cuenta elcontenido fósil, pero no como un criterio para la clasificación del estrato.

Los limites de una unidad litoestratigráfica deben tomarse en zonas donde halla un limite o cambio neto en lalitología o del rasgo que define la unidad. Además, tienen la desventaja de que sus limites no coinciden conlos limites cronoestratigráficos, es decir, el techo o el muro de la unidad no tiene porque tener necesariamentela misma edad.

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Otro problema es la corta extensión lateral, son de escala local y regional, debido a los cambios laterales delos medios sedimentarios, que provoca que no sean útiles para la correlación a gran escala. Aunque son útilespara la correlación a pequeña escala, por su fácil identificación tanto en superficie como en subsuelo.

Las unidades litoestratigráficas se jerarquizan, de mayor a menor:

Grupo ! Formación ! Miembro ! Capa

En ocasiones no tenemos todos los datos necesarios para definirlos, entonces se puede denominar de manerainformal, llamándolo unidad, sin introducirlo dentro de un rango.

Formación

Es la unidad litoestratigráfica fundamental, es la que solemos encontrar en mapas, y es básica para lareconstrucción de la historia. Formación es una unidad que agrupa un conjunto de estratos con unadeterminada litología o conjunto de litologías, que nos permiten diferenciarla de los adyacentes.

Para su descripción no hay que tener en cuenta la potencia, pero se considera que debería tener una escalacartografiable (escala del mapa 1:25000 y 1:50000)

Su descripción debe hacerse en una localidad donde este bien representado y en un lugar accesible, a estalocalidad se le señala como estratotipo.

Para nombrarlos se utiliza la palabra formación seguida de la litología predominante y de la localizacióngeográfica del estratotipo. Ejemplos, Formación calizas de Santa Lucia, Formación arenisca de Furada,Formación pizarras de Luarca...

Grupo

Son unidades de rango superior, que agrupan dos o tres formaciones sucesivas con rasgos litológicoscomunes. Muchos grupos corresponden a materiales donde era difícil la separación de las formaciones.Cuando sea necesario una jerarquización mas completa, se pueden utilizar los términos de subgrupo − grupo −supergrupo. Ejemplo: Grupo calizas de Montaña (formaciones Barcaliente y Valdeteja).

Miembro

Es la unidad litoestratigráfica de orden inmediatamente inferior a la formación. Se le reconoce por poseer unespecial carácter litológico que le distingue del resto de la formación. Su extensión lateral y su espesor tienenque estar comprendidos dentro de la unidad de orden superior, dentro de la formación. No siempre unaformación tiene que estar dividida en miembros. Ejemplo: Miembro (de pizarras) de Valporquero.

Capa

Son estratos cuyo espesor puede variar de un centímetro hasta pocos metros, con características litológicasmuy peculiares y fácilmente diferenciable (ejemplo: capas de carbón, capas de óxidos de hierro...). Ladelimitación de capas no implica la división completa de la formación (o miembro) en capas diferenciables,sino que se refiere exclusivamente a niveles muy concretos dentro de las unidades de rango mayor.

Un caso especial con gran valor son las capas guía, ya que son capas sincrónicas, formadas al mismo tiempoen toda su extensión, aunque su espesor sea distinto. Por su regularidad y extensión son importantes en lacorrelación estratigráfica a gran escala. Por ejemplo los Tonstein en series carboníferas, debidos a cenizasvolcánicas.

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Complejo

Se utiliza para definir un conjunto de materiales de litología diversas en las cuales es muy difícil definir otrotipo de unidades debido a una gran complejidad tectónica que enmascara la ordenación. Ejemplo: Grupo laVid y el Grupo Rañeces, eran antes complejos

Conjunto de materiales de litologías variadas, que no pueden separarse netamente entre sí. Ejemplo: complejoesquisto grauvatico en la parte occidental de la península Ibérica.

GEOMETRÍA DEDUCIDA A PARTIR DE DATOS DE CAMPO

a) Unidades con techo y muro planos y paralelos entre si.

Son unidades que mantienen su espesor constante, aunque al final terminan por acuñarse o por cambiarlateralmente a otra unidad. Según la relación entre el espesor y su extensión se dividieron en dos unidades:

− unidad laminar: extensión / espesor > 1000

− unidad tabular: extensión / espesor < 1000

Son característicos de medios extensos, con el fondo uniforme o plano, como por ejemplo las plataformascontinentales y los grandes fondos, y no son frecuentes los medios lacustres o continentales.

b) Unidades con techo plano y muro irregular

El muro esta marcado por un cambio brusco de facies, que implica erosión previa de los materialesinfrayacentes (paleorelives). El techo por el contrario es plano y presenta un cambio de facies gradual. Esfrecuente en medios fluviales a aluviales.

c) Unidades con techo plano y muro convexo

Son las llamadas unidades lenticulares, ya tiene una forma circular o elíptica. Se caracteriza por su escasacontinuidad lateral y la relación longitud/espesor es inferior a 50. Son frecuentes en depósitos sedimentariosmuy reducidos, como relleno de lagos pequeños y charcas.

Unidades con variaciones laterales de espesor.

Las zonas de mayor espesor corresponden una mayor sedimentación, debido a una mayor subsidencia. Elpunto de mayor subsidencia se llama depocentro. Podemos tener cuencas donde el depocentro cambie o no deposición.

d) Unidades en forma de cuña

Son las que se observa un cambio lateral de espesor gradual, que va aumentado o disminuyendo según elsentido. Corresponden a los bordes de los cuerpos donde el grado de subsidencia es diferente (mayor en laszonas de mayor espesor).

e) Unidades con forma irregular

Son unidades donde el espesor varia de manera irregular. Se diferencian de los de muro irregular (b), en quelos muros de este tipo aparecen como no erosivos. Tiene lugar en cuencas donde la subsidencia ha sidodiferente según los sectores.

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Unidades con formas especiales

f) Unidades de relleno de paleocanales

Son unidades con formas alargadas en una dirección, con escasa continuidad lateral variaciones de espesor. Sumuro es claramente erosivo y posee un relleno detrítico. Corresponden a rellenos de paleocanales.

g) Unidades con forma de montículo

Poseen el muro plano y el techo convexo y son propios de crecimientos orgánicos (arrecifes).

h) Unidades con forma de abanico

Poseen variaciones importantes del espesor, siendo mayor hacia el ápice del abanico. Se presenta en losdepósitos de turbiditas ligados a cañones submarinos (con gran pendiente), en los depósitos de abanicosaluviales y algunos en llanuras de inundación.

GEOMETRÍA DEDUCIDA A PARTIR DE DATOS DE SUBSUELO

El análisis de perfiles sísmicos permite reconocer con bastante precisión las geometrías (en profundidad) delas unidades litosísmicas. Su estudio se debe a la diferente reflexión que presenta las superficiesestratigráficas, y su observación tiene una mayor continuidad lateral que las observaciones en el campo.

a) Unidades litosísmicas tabulares

Se caracterizan por tener el techo y muro planos y paralelos entre si.

b) Unidades litosísmicas en cuña

Son en los que se obseva un aumento o disminución progresiva del espesor.

c) Unidades litosísmicas sigmoidales

Este tipo es difícil de ver en el campo. Se trata de unidades de mas de un kilómetro de longitud, cuya formarecuerda a la letra griega sigma. Muestran techo y muro escalonados, con máximo espesor en el centro yreducción hacia los bordes. Se produce en cuencas subsidentes que van acompañados por una subida del niveldel mar.

d) Unidades litosísmicas oblicuas

Son difícilmente observables en el campo. Poseen una geometría oblicua a los limites superiores ytangenciales a los inferiores. Son típicos de cuencas donde los aportes de sedimentos son mayores que la tasade subsidencia.

e) Complejo sigmoidal−oblicuo

Es la combinación de las unidades sigmoidales (c) y oblicuas (d).

f) Unidades litosísmicas caóticas

Son unidades caracterizadas por no poseer estructura interna. Correspondes a masas de rocas no estratificadaso a grandes masas de materiales deslizados y redepositados, por procesos de slump.

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Unidades litosísmicas con formas especiales

g) unidades con forma de montículo, el muro es plano y presentan superficies convexas hacia el techo.

h) unidades con clinoformas de tipo hummocky

i) unidades con forma de montículo pero con el techo plano, que se terminan lateralmente de forma brusca.Son debidos a cuerpos arecifales.

GEOMETRÍA DE LOS ESTRATOS DENTRO DE LAS UNIDADES

Es el estudio de la geometría de los estratos dentro de las unidades litoestratigráficas, es decir, en relación conla forma de sedimentación de los materiales (acreción).

Acreción vertical o agradación

Se produce cuando predomina el crecimiento o deposito vertical, dando como resultado la superposición decapas horizontales paralelas a las superficies limites de las unidades litoest.

Acreción frontal o progradación

Se produce cuando predomina el crecimiento lateral, hacia el interior de la cuenca. Dando lugar a unsolapamiento retroactivo y a unidades sigmoidales y/o oblicuas. Produce estratos o secuenciasgranocrecientes.

Acreción lateral

Se llama así al proceso de crecimiento de estratos en sentido perpendicular a la dirección de la corriente. Esproducida por la migración de canales de alta sinuosidad, dando lugar a estratificación cruzada epsilon.

CONTINUIDAD LATERAL Y TERMINACIÓN DE LAS UNIDADES

a) Falla sinsedimentaria

Una de las maneras mas simples de la desaparición lateral de una unidad, ocurre cuando su limite es una fallasinsedimentaria, que limita un sector con subsidencia y deposito, de otro que no la tiene, de manera que launidad litoestratigráfica termina lateralmente de manera brusca, con una superficie plana coincidente con lafalla.

b) Acuñamiento

Es la terminación lateral de una unidad litoestratigráfica por la perdida progresiva de espesor hasta sudesaparición total. Se produce en los bordes de un medio sedimentario que lateralmente cambia a un medio nodeposicional.

c) Identación

Es el cambio lateral entre dos unidades coetáneas, en el que se produce una interprenetación de una en la otra,habiendo entre ellas un cambio de facies bruscos. Este limite se dan entre dos medios sedimentarias (olitotopos dentro de un mismo medio) cuya posición geográfica ha ido cambiando a lo largo del tiempo.

d) Cambio lateral gradual

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Se refieré al paso lateral y gradual de una unidad a otra, habiendo una franja con materiales de litofaciesintermedias. Estos cambios se dan entre materiales de diferentes partes de un mismo medio sedimentario(litotopos), en los que se produce sedimentación simutanea con diferentes litofacies, pero con limites no netos

UNIDADES BIOESTRATIGRÁFICAS

Son aquellas basadas en el contenido y distribución paleontológica del material sedimentario.

Tienen la limitación de que esta subordinado a la presencia de fósiles, que solo están presentes en elfanerozoico y solo en algunos medios, mas frecuentes en los marinos que en los continentales. Ademásdebemos de tener la seguridad de que el fósil es contemporáneo con el material, sino no nos servirá, como porejemplo los heredados de niveles mas antiguos o las infiltrados de niveles mas modernos.

Las ventajas que ofrecen están ligados a los parámetros tiempo (valor cronoestratigráfico para la datación) yespacio, pues al basarse en al evolución, no son repetitivos y cubre un espacio que puede llegar a ser latotalidad de la superficie terrestre (organismos cosmopolitas, ejemplo org. planctónicos).

El contenido fósil es independiente de la litología, en su mayoría, el organismo al morir se deposita sobredistintos fondos, y por eso nos ayudan a datar cualquier tipo de material.

La separación de unidades bioestratigráficas se puede basar en todos los tipos de fósiles, en algún taxón o enalgún rasgo paleontológica, y así obtendremos distintas unidades según en que nos basemos.

Los limites de estas unidades no tienen porque ser isocronos y normalmente son irregulares, pero son lasunidades de mayor isocronia que estudiamos.

Una unidad bioestratigráfica se puede definir como un estrato o conjunto de estratos, caracterizados por sucontenido fosilífero o su carácter paleontológico, y que a su vez los diferencia del resto de los estratosadyacentes.

La jerarquización no es estratigráfica, sino paleontológica (sistema taxonómico) así que cualquier unidadbasada en una familia, engloba a la basada en un genero de esa familia (igual pasa con la especie y el genero).

La unidad bioestratigráfica es la biozona. Esta puede englobar distintos litologías, y sus limites no tienenporque coincidir con los limites de las unidades litoestratigráficas. La potencia de las biozonas son muyvariables, de cm.−m, según el taxón (genero>especie), la tasa de sedimentación, el tiempo que vivió elorganismo...

PRINCIPALES TIPOS DE BIOZONAS

Cenozona o biozona de conjunto o asociación (assemblase zone)

Es el estrato o conjunto de estratos caracterizados por la asociación de fósiles que contienen y que losdistingue de los estratos adyacentes. Están basados en la asociación natural de fósiles que vivieron o seenterraron juntos. Son zonas con gran interés paleoecológico porque representan la ecología del sistema y lascaracterísticas del medio (salinidad...). Las cenozonas se nombran por dos o mas taxones característicos.

Es posible encontrar repeticiones de la misma cenozona en cortos intervalos de tiempo, si se repiten lascondiciones ambientales, mientras que al aumentar el lapso de tiempo estudiado, es imposible que se repita lacenozona, pues lo impide el proceso evolutivo de los fósiles.

Los limites están marcados por la unión de los puntos mas externos en los que aparece la asociación

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definitoria (cuando alguno cambio la cenozona desaparece).

Acrozona o zona de extensión (range zone)

Es el conjunto de estratos caracterizados por la existencia total de un determinado taxón, tanto lateral(espacio) como vertical (tiempo). El valor de la zonación depende de la importancia del taxón (especie <genero). Se las denomina acrozona de (nombre del taxón).

Los limites están ligados al factor tiempo, pero no tienen porque coincidir con las superficies de isocronia, pordiferentes motivos:

− procesos posteriores de metamorfismo que los destruye.

− que las condiciones del medio no son las idóneas para fosilizar.

− que el organismo todavía no este descubierto.

− que son zonas donde no vivieron nunca.

Acrozona concurrente (concurrent range zone)

Es el estrato o conjunto de estratos caracterizados por la imbricación de dos o mas taxones. Los limites de laacrozona concurrente marca el área o abarca el periodo de coexistencia de las dos taxones.

Esta biozona será mas precisa y tendrá mas importancia cronoestratigráfica cuantos mas taxones tengamos encuenta. Se la denomina acrozona de (nombre de los organismos)

Zona culminante (acme zone o peak zone)

Estrato o conjunto de estratos caracterizados por la máxima abundancia (o apogeo) de un taxón determinado,pero no abarca toda su existencia. Los limites viene marcados estadísticamente.

La influencia de los factores ambientales, hace que esta abundancia no sea igual en el tiempo para cualquierpunto de la superficie terrestre (no tiene porque ser simultaneo en toda la cuenca), por lo que su valor comobase de medida del tiempo es problemática.

Las cenozonas admiten un estratotipo donde este representada la asociación típica de los fósiles. Pero para elresto de biozonas, el patrón es el propio taxón o taxones determinantes, por lo que su estudio y desarrollo sebasa fundamentalmente en la variación de las ejemplares del taxón o taxones a lo largo de su línea evolutiva.

UNIDADES TEMPORALES

En este tipo se deben incluir dos tipos de unidades:

− cronoestratigráficas: constituidas por el volumen de estratos diferenciados por su edad

− cronogeológicas: definidos por divisiones puramente temporales

Las unidades cronoestratigráficas, están constituidas por todos los estratos (materiales) que se depositarondurante un intervalo de tiempo determinado.

Son unidades no objetivas, consecuencia de la observación previa. Su finalidad principal es establecer una

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escala de unidades donde podamos colocar todos los sucesos habidos durante la historia de la tierra.

Los limites de las unidades cronoestratigráficas deben ser isócronos (= edad). La magnitud de estas unidadesno deber ser medida por el espesor, que puede variar según las condiciones de sedimentación, sino deber sermedida por el tiempo que abarca. La extensión debe ser mundial. Hay que definir para la unidad una localidadestratotipo.

A cada unidad cronoestratigráfica le corresponde una unidad cronogeologica.

Unidades cronoestratigráficas Unidades cronogeologicas

eontema eon

eratema era

sistema periodo

serie época

piso edad

zona

cronozona

cronozona

zona

Cronozona

Definido por las rocas depositadas en un periodo de tiempo, representado por elementos geológicos o por laexistencia de un taxón determinado. Estas unidades ya no se utilizan.

Piso

Es la unidad cronoestratigráfica fundamental, consiste en un conjunto de rocas estratificadas que se hanformado durante un intervalo de tiempo determinado (3 − 10 millones de años). Los limites deben serisócronos, y es importante definirlos bien en el estratotipo, porque al tener un carácter universal, no se debeconfundir con los pisos inferiores y superiores. El nombre deriva de la localidad geográfica donde seencuentra el estratotipo.

Serie

Esta constituida por dos o mas pisos. Sus limites están fijados por el limite inferior del piso mas antiguo y elsuperior del mas moderno que comprenden, aunque a veces tienen sus limites propios. Las series tienen unestratotipo formado por la suma de los estratotipos de los pisos que contiene. Su nombre deriva del lugargeográfico o del nombre del sistema al que pertenece acompañado de los términos inferior, medio o superior.

Sistema

Todos los sistemas representan intervalos de tiempo lo suficientemente extensos para constituir unidades decorrelación a escala mundial. Los nombre derivan de la litología fundamental (carbonífero, cretácico) o de unalocalidad geográfica (devónico, jurasico)

Eratema

Es la unidad cronoestratigrafica reconocida de mayor amplitud, y representan los cambios mayores en lahistoria de la vida. Ejem: paleozoico, mesozoico, cenozoico

Eontema

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Es la unidad de rango mayor, aunque no se suelen utilizar por su gran magnitud. En la historia geológica hasdos eones fanerozoico y criptozoico.

UNIDADES MAGNETOESTRATIGRÁFICAS

Es un cuerpo rocoso caracterizado por presentar características de magnetismo permanente y diferente a losmateriales adyacentes. Están basados en el hecho de que los polo magnéticos terrestres han ido cambiando alo largo de la historia. Estos cambios han sido simultáneos en toda la tierra y por lo tanto pueden ser utilizadoscomo criterio de cronocorrelación.

Donde primero se detecto fue en los fondos oceánicos, donde se observo que a partir de los centros oceánicos(dorsales) los materiales mostraban una orientación simétrica e inversa de los minerales, sobretodo de los quecontengan hierro.

− Polaridad normal: el norte geográfico coincide con el norte magnético

− Polaridad invertida: el norte geográfico coincide con el sur magnético

El primer problema es que el paleomagnetismo de la roca puede ser primario o secundario, ya que elmagnetismo original puede ser alterados por procesos físicos, químicos y por bioturbación.

Tiene la ventaja de que es una unidad objetiva, y que sus limites son isócronos a escala mundial,diferenciándose en función del cambio de polaridad.

La unidad fundamental es la zona de paleomagnetismo, caracterizado por la polaridad que tenga en elestratotipo. La zona puede ser homogénea en cuanto a la polaridad, o ser una mezcla de inversiones. Se ladenomina:

Zona de polaridad + (zona geográfica, estratotipo) + ( normal, inversa o mixta)

Son unidades que aparecen solo a partir del calloviense (jurasico medio), ya que fue el comienzo de laexpansión de los fondos oceánicos actuales.

UNIDADES LITODÉMICAS

Son las unidades cartografiables que están compuestas por materiales que no cumplen el principio desuperposición de estratos, normalmente son materiales ígneos o metamórficos, pero también pueden sermateriales sedimentarios altamente deformados. Son equivalentes en gran parte a un tipo de unidadlitoestratigráfica, el complejo.

Sus limites o contactos pueden ser netos o graduales, y pueden ser muy variables, los mas importantes:

− contacto intrusivo: intrusión de material ígneo cortando materiales ya existentes.

− contacto sedimentario: es el lugar donde tenemos una inconformidad, el sedimento corta a la unidadlitodémica

− contacto extrusivo

Para su definición requieren una localidad tipo, que además suele nombrarse en la denominación.

La unidad fundamental es el litodéma, cuerpo rocoso intrusivo ígneo o metamórfico, generalmente no tabular

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y sin estructuras sedimentarias, caracterizado por una homogeneidad lítica, y por ser cartografiable o porquelo podemos seguir en el subsuelo.

La suite es el conjunto de dos o mas litodémas con algún rasgo litológico en común. En ocasión puede ocurrirque le litodéma se conserve en totalidad en la suite o no. Se denomina suite (plutónica) + (localidadgeográfica)

La supersuite son dos o mas suites relacionadas de modo natural, vertical o horizontalmente. Se denominasupersuite + (localidad geográfica)

Otro termino, el complejo, se utilizaba en textos antiguos como unidad litoestratigráfica, para referirse aunidades con fuerte deformación.

UNIDADES ALOESTRATIGRAFICAS

Así se denomina a la unidad cartografiable compuesta por rocas estratificadas y delimitadas a techo y muropor discontinuidades. En la guía estratigráfica se la considera como sintema. Se le dio el nombre clásicamentede secuencia y antes se consideraba como una unidad litoestratigráfica (mega o supergrupo).

En una unidad aloestratigráfica puede haber cambios de litofacies y biofacies de manera que generalmentecomprende mas de una unidad litoestratigráfica o bioestratigráfica. Los limites suelen coincidir con zonas bioo cronoestratigráficas, pero el limite superior puede haber sido erosionado y no guardar paralelismo.

Se establece como unidad fundamenta a la aloformación, de rango mayor se encuentra el alogrupo y de menorel alomiembro.

Secuencia deposicional

La secuencia deposicional surge como la búsqueda de petróleo en las plataformas deposicionales. Es unaunidad estratigráfica constituida por sucesiones relativamente concordantes de estratos relacionadosgenéticamente, esta limitada por superficies de discontinuidad o continuidades relativas.

Biselamiento

Relacionado con el techo: upper boundary

− erosion truncation

− toplap (biselamiento somital) y offlap (solapamiento retroactivo): biselamiento cada vez mas hacia el centrode la cuenca

− concordantes

Relacionado con el muro: lawer boundary

− onlap o solapamiento expansivo: capas cada vez mas hacia el borde de la cuenca

− downlap (biselamiento basal): se recubren unas otras de forma biselada

− concordantes

17 − DISCONTINUIDADES ESTRATIGRÁFICAS

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En todos los lugares del mundo tendremos un registro parcial, y no entero, donde nos falte la representaciónde los sedimentos de un momento o edad. En estas zonas la discontinuidad se debe a una interrupción de lasedimentación, pero también a una sedimentación y posterior erosión.

La falta de sedimentos que representa un intervalo se le conoce como hiato sedimentario. El vació erosionalhace referencia a sedimentos que luego fueron erosionados. A la suma del hiato y el vació erosional, se lellama laguna estratigráfica.

La falta de sedimentos, cualquiera que sea la causa, se llama discontinuidad estratigráfica. Estas nos sirvenpara marcar los limites de secuencias, sobretodo de secuencias mayores.

Las lagunas son muy importantes, y se dice que en los registros, los hiatos son mayores que los sedimentosrepresentados.

TIPOS DE DISCONTINUIDADES

PARACONFORMIDAD

Es la discontinuidad estratigráfica en la que se mantiene el paralelismo entre los materiales inferiores ysuperiores, y la superficie de discontinuidad es un plano de estratificación, sin que sea necesario la existenciade señales de erosión.

Se interpreta como una interrupción de la sedimentación durante un tiempo mas o menos largo, pero no poseeningún rasgo que nos haga apreciarla, así que se reconoce por la datación de los materiales.

DISCONFORMIDAD

Es la discontinuidad estratigráfica en la que los materiales inferiores y superiores mantienen su paralelismo(son concordantes, igual buzamiento), pero la superficie de interrupción no es una superficie plana, sino quepresenta un relieve debido a la erosión.

Se interpreta como una interrupción de la sedimentación, seguido de un proceso erosivo y de una reanudaciónde la sedimentación, sin que por ello la zona haya sufrido ningún movimiento que altere la inclinación originalde los estratos anteriores a la discontinuidad.

A veces el mismo material superior es el que erosiona, por ejemplo en los ríos. La superficie de erosiónpueden ser marcada (relieve marcado) y ser debido a una erosión suave. Pero si la erosión es muy intensa oactúa durante largo tiempo, la superficie puede ser plana. En este caso la diferenciamos de laparaconformidad, en que el material superior suele ser de grano grueso y contiene trozos del material inferiorarrancados durante la erosión.

DISCORDANCIA

Es una discontinuidad estratigráfica en la que los sedimentos y estratos, a ambos lados de la superficie dediscontinuidad, tienen inclinaciones diferentes (son discordantes), La superficie de discontinuidad puede serondulada o plana.

Se interpreta como una interrupción de la sedimentación, seguido de un proceso tectónico que cambie elbuzamiento de las capas, y a veces de una erosión que configure la superficie de discontinuidad.

Discordancia angular y/o erosiva

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Las discordancias angulares son aquellas discontinuidades que separan dos unidades estratigráficassuperpuestas en las que no hay paralelismo de capas, de manera que la unidad inferior tiene un mayor gradode deformación (plegamiento o basculamiento) que la unidad superior, con respecto a la superficie dediscontinuidad. Si tenemos en cuenta la morfología de la superficie de discontinuidad, podemos separardiscordancias plani−angulares (superficie plana), y discordancias angular−erosiva (superficie irregular).

Las discordancias cartográficas son aquellas donde la diferencia de buzamiento entre los dos materiales esde muy bajo ángulo, pasando desapercibidas en una sección estratigráfica y siendo necesario utilizar lacartografía para ponerla de manifiesto.

Las discordancias deformadas son aquellas cuyas superficies han sido plegadas en fases tectónicasposteriores.

Entre dos tipos de materiales muy diferentes, sobretodo cuando uno no esta estratificado, no se puede hablarde diferencia de ángulo. Así el deposito de sedimentos sobre materiales ígneos o metamórficos de alto grado,se llama inconformidad.

En los mapas podemos observar dos relaciones entre las rocas estratificadas, y los materiales ígneos ymetamórficos, que no debemos confundir:

− Contactos intrusivos, en un momento dado los estratos se ven intruidos por el material ígneo, que toca labase y el techo de los materiales.

− Inconformidad: deposito sobre la roca ígnea, que siempre esta en contacto con la base del material.

Discordancia sintectónica

Es cualquier tipo de discordancia en la que la sedimentación y al formación de la megaestructura discordanteangular han sido contemporáneas del proceso tectónico que ha en engendrado. Se produce cuando el procesotectónico a actuado simultáneamente con la sedimentación, sin que haya interrupción de esta o con unaslagunas estratigraficas de corta duración.

Discordancia progresiva

Es un tipo especifico de discordancia sintectónica, que requiere que uno de los bordes sea tectónicamenteactivo, tendremos una sedimentación mientras a la vez sufre deformación. Se define como una discordanciaconstituida por una acumulación vertical de capas inclinadas y acuñadas, que son mas delgadas hacia el bordede la cuenca, y que forman un gran abanico de capas abierto hacia el centro de la cuenca.

SOLAPAMIENTOS

El solapamiento (overlap) es debido a fluctuaciones del nivel de la cuenca, o lo que es lo mismo a la variaciónde la extensión de las capas, pudiendo existir o no acuñamiento de las capas, es decir, ser una discordancia ouna simple superposición de capas. Los solapamientos serán de dos tipos:

− Solapamiento retroactivo (offlap)

El acuñamiento o terminación de las capas son cada vez mas hacia el interior de la cuenca, reduciendo laextensión de las capas. En estos casos se habla de progradación o regresión del mar (desplazamiento del niveldel mar alejándose de la costa).

− Solapamiento expansivo (onlap)

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El acuñamiento o terminación de las capas se produce cada vez mas hacia el borde de la cuenca, provocandoun aumento de la superficie de la cuenca y una mayor extensión de las capas. En estos casos de habla detrasgresión (desplazamiento hacia el continente)

En una cuenca cuando sus bordes son tectónicamente activos, se produce la evolución genética de unadiscordancia progresiva.

− Esta evolución comienza formándose una abanico de capas, que terminan cada vez mas hacia el centro de lacuenca (solapamiento retroactivo)

− El proceso tectónico es cada vez mayor y cuando llega al momento máximo, el ápice del abanico empieza aerosionarse (sin pararse el proceso tectónico ni la sedimentación), llevando los materiales sobrantes hacia lacuenca (autoalimentación).

− Al partir del máximo la velocidad de elevación tectónica disminuye, no puede compensar la sedimentación,y las capas terminan recubriendo y sobrepasando a las anteriores (solapamiento expansivo)

En las cuencas sedimentarias en las que haya unos bordes activos y otros pasivos, las geometrías resultantesen ambos bordes serán muy diferentes: en el borde activo habrá discordancias progresivas y en los pasivosdiscordancias angulares, en las que la capas con forma de cuña chocarían, en sus partes mas gruesas, con elpaleorelieve estable.

En muchos casos reales se puede observar el paso lateral entre todos los tipos descritos de discontinuidades.Los diferentes tipos serían la expresión local de un mismo fenómeno: una interrupción sedimentaria,acompañada en unos sectores de deformación y/o erosión.

CRITERIOS DE INDENTIFICACIÓN

La paraconformidad se puede conocer a través de varios criterios que indique un cese en la sedimentación.

− Criterios bioestratigráfico

Es importante en medios marinos donde los fósiles son muy abundantes, y consisten en la constatación de lafalta de una o más biozonas de un determinado intervalo de tiempo. También se puede estudiar a través de lavariación de el rasgo paleontológico.

− Criterios estratigráficos

A través del estudio de la presencia de algún paleosuelo (hardground), de un nivel fosfatado (nódulos defosfatos en medios marinos), de superficies de corrosión, omisión....

− Criterios geoquimicos

Por el estudio de los elementos traza (oligoelementos y isótopos estables de carbono y oxígeno), viendo laexistencia de saltos bruscos en su contenido.

La disconformidad se reconoce sobretodo por criterios morfológicos que indiquen la presencia de superficiesde erosión, como:

− la presencia de conglomerados en la parte basal de la serie mas moderna (superior), formado por clastosprocedentes de la serie mas antigua (inferior)

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− presencia de superficies rocosas perforadas, de karstificación, de calcretas, paleosuelos....

Las discordancias se reconocen principalmente por criterios geométricos, por la distinta disposición de lascapas a ambos lados de la discontinuidad.

CAUSAS DE DISCONTINUIDAD

Cambios del nivel del base

Se trata del nivel del mar en cuencas marinas y del nivel de base de los ríos en cuencas continentales. Loscambios de este nivel producirá variaciones en el lugar de acumulación de los sedimentos.

− Los descensos bruscos del nivel del mar, deja al descubierto sedimento que antes estaba recubierto de agua,dejándolo expuesto a condiciones subaereas de erosión y originando una discontinuidad.

− En los ascensos las zonas de erosión pasaran a ser recubiertas por un deposito de materiales, provocandouna superficie de discontinuidad y un solapamiento expansivo.

Cambios en la actividad tectónica

La actividad tectónica puede quedar reflejada en la cuenca esencialmente por la subsidencia, mientras que enlas regiones circundantes de la cuenca se expresa con un levantamiento, que da lugar a discordanciaprogresiva (o sintectónica), que hacia el interior de la cuenca pasa a una superficie de continuidad. En zonasalejadas de la cuenca, la actividad tectónica influye en la tasa de sedimentación (tipo, cantidad,,,).

Factores paleogeográficos

Hay algunos medios sedimentarios en los que el grado de conservación de los sedimentos es muy bajo, sepreservan con mucha dificultad, siendo estos medios propicios a la interrupción de la sedimentación, que seexpresa en paraconformidades. Este es el caso de las áreas de fuerte pendiente, como taludes... Además lageográfica también puede influir en los cambios de posición de los paleocanales, a escala local, un ejemploson los abanicos.

Factores climáticos

Los cambios climáticos nos pueden hacer pasar a otro tipo de sedimento y sedimentación, quedando reflejadosen algunos casos con discontinuidades o con rupturas sedimentarias

INTERES DEL ESTUDIO DE LAS DISCONTINUIDADES

Desde el punto de vista teórico o científico son interesantes porque:

− nos permiten delimitar las unidades estratigráficas genéticas

− constituyen un criterio de correlación de secciones estratigráficas, a escala local

− su estudio nos permite conocer características de las zonas representadas por los intervalos de tiempo sindeposito (clima si era una zona expuesta, fauna,,,)

Desde el punto de vista aplicado hay que destacar la relación de algunas materias primas de gran interéseconómico con las discontinuidades, como las capas de bauxita, de carbón,,, incluso tienen interés en laindustria del petróleo.

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18 − CORRELACIÓN

La correlación significa el paso de los estudios locales a otros de mayor extensión. Este termino también seutiliza fuera de la geología, correlación = relación reciproca.

Bates y Jackson demostraron la equivalencia de dos o mas fenómenos en áreas distintas, estableciendo larelación reciproca entre las unidades estratigráficas, y determinando la primera (crono) correlación.

La correlación puede ser de escalas distintas, local, regional o de cuenca, y global. Se comienza con el estudiode correlación local que nos da los rasgos comunes para una zona de la cuenca, nos da lugar a sucesionescompuestas de la sección de la cuenca. Es estudio regional, es el estudio de las sucesiones masrepresentativas, nos da ciclos de 2º, 3º y 4º orden. El estudio global nos dan si los rasgos son debidos afenómenos alocíclicos o autocíclicos.

Hay distintos tipos de criterios de correlación: físicos y biológicos.

CRITERIOS FISICOS

Es la correlación a través de criterios físicos cuantificables o no.

1− CRITERIO DE AUTOCORRELACIÓN

Se considera que la superficie de estratificación se puede seguir en el campo, teniendo en cuenta los principiosde horizontaneidad y continuidad de los estratos. Su observación directa viene dificultado por elrecubrimiento de algún afloramiento.

2− CRITERIO LITOLÓGICO O DE FACIES

Basados en las características de las distintas litologías y lo que es lo mismo en las distintas facies. Puedenser:

Cambios bruscos

Los cambios bruscos o contrastes en la litología, establece relaciones litocorrelaciones y cronocorrelaciones.Se produce en áreas extensas. Son eventos resultado del proceso de una profundización rápida que da lugar aun cambio brusco de la litología.

Niveles o capas guía

Son capas con una determinada litología totalmente diferente a las adyacentes, que se encuentran en áreasextensas relacionadas con algún evento.

− Tonstein, son productos de alteración de ceniza volcánica (nivel de caolín en Teverga)

− en cuencas turbiditicas con capas o megacapas de depósitos de grandes coladas

− la mayor parte de las capas de carbón son niveles guía (de metros), son el resultado de una granacumulación de vegetales y un rápido recubrimiento

Laboratorio

Son varios criterios que implican el estudio de una gran cantidad de muestras.

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− Estudio de minerales pesados

Asociación de minerales pesados que dependen de la roca madre, estos varian en función del relieve erosivo.Normalmente se estudia su fuerte acumulación o la presencia de un unico mineral pesado.

− Estudio de los oligoelementos

Los oligoelementos dependen, de las variaciones en factores climáticos, las variaciones de la salinidad delagua..

− Estudio de los isótopos estables

Las variaciones en contenido de O18 y C13, pueden ser debidos a factores alociclicos, afectando a toda lacuenca e incluso a todo el planeta. Problemas debidos a cambios diageneticos, suelen ser cambio cíclicos.

− variaciones de O18 = variaciones en clima astronómicamente?

− variaciones de C13 = variaciones en el nivel del mar

Otro problema es que solo se puede estudias en materiales carbonatados, requiriendo la presencia de un nivelguía para así empezar a determinar los ciclos.

3− MAGNETOESTRATIGRAFICOS

Aquellos basados en la zonación magnética (polaridad normal o inversa). Tiene la ventaja de que la inversiónmagnética afecta a todo el planeta (alociclico). Permite la correlación de materiales de igual edad, que fuerondepositados en distintos medios (marinos y continentales). En la sedimentación marina actual hay unazonación mayor a partir de la dorsal, simétricamente a ambos lados. Este método necesita otro método que locomplemente, y que se utiliza para la correlación detallada.

4− DIAGRAFIAS

Es el estudio de las características del material al paso de una corriente eléctrica, que nos señala las llamadaselectrofacies. Es una litocorrelación que nos marca los cambios de facies, y se utiliza en la industria delpetróleo para saber la profundidad, extensión y capacidad de los yacimientos.

5− DATACIÓN ABSOLUTA DE MATERIALES

Es la medida, mediante métodos radiometricos, de los isótopos radiactivos, que nos dan la edad muy exacta.No es útil en las rocas sedimentarias por la falta de isótopos radiactivos.

6− SUPERFICIES DE DISCONTINUIDAD

Sirven las superficies de discontinuidad debidas a fenómenos tectónicos, estáticos. Pueden tener variasescalas, a valor de cuenca casi siendo regional o global, no tiene valor local.

7− EVOLUCIÓN DE LOS MEDIOS SEDIMENTARIOS

Evolución de los medios de zonas continentales a marinas (secuencia de profundización), y viceversa(secuencia de somerización). Se correlacionan los cambios de la batimetria. Los cambios de medio estamarcados por saltos bruscos en la secuencia.

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8− IDENTIFICACIÓN DE CICLOS

Identificación de ciclos, sobretodo de los alociclicos.

CRITERIOS PALEONTOLÓGICOS

1− BIOESTRATIGRAFICOS

Basados en la presencia de fósiles característicos. Criterio muy utilizado, pero con la delimitación de serutilizado solo para momentos y lugar en que haya vida. Otro problema es la correlación de medios marinos ycontinentales, porque los organismos son distintos, las biozonas se pueden hacer con distintos tipos de fósiles.Se tiende a pensar que los organismos aparecen y se extinguen en la misma edad, pero puede que noaparezcan en la sucesión por numerosas causas.

2− PALEOECOLOGIA

Basados en la interpretación de la paleoecología, en la acumulación de organismos debidos a buenascondiciones de vida, o concentraciones después de muertos debido a tempestitas (conchas de organismos !laminación paralela o hummocky ! ripples de olas ! lutitas)

Las correlaciones tienen la función de ampliar los estudios locales a regionales. Estas correlaciones se puedenpresentar de distintas maneras:

− representando las columnas colgadas a partir del techo

− basándose en gran medida en superficies de discontinuidad

− realizando esquemas tridimensionales

− criterios a nivel de cuenca

La validez de los criterios varían según la escala:

− local: autocorrelación

niveles guía litocorrelación

cambios bruscos en el tipo de litología

cronocorrelación, tiene mas importancia el tipo de somerización o profundización

la existencia de discontinuidad

paleosuelo y capas de carbón en medios continentales

− regional: correlación por factores alociclicos

identificación de secuencias deposicionales (unidades delimitadas por discontinuidades)

saltos bruscos en la profundización o somerización

− global: se compara una sucesión ideal con las secuencias a escala de cuenca

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métodos: en el fanerozoico: bioestratigráficos y magnetoestratigráficos

en el precámbrico: métodos radiométricos

19 − CICLICIDAD DE LAS SERIES ESTRATIGRÁFICAS

Una secuencia deposicional es un conjunto de estratos limitados por discontinuidades a techo y muro, o bienpor sus correspondientes continuidades.

− En los sedimentos siliciclasticos, las secuencias varían de tamaño de grano (granocrecientes ogranodecrecientes) o varían el espesor de las estratos (estratocreciente o estratodecreciente).

− En los sedimentos carbonatados que no hay sufrido transporte, el tamaño de grano no nos indica nada,entonces utilizaremos las secuencias de somerización y profundización que nos caracterizan el medio.

Estas secuencias se repiten en la serie, en la vertical, dando lugar a secuencias rítmicas o cíclicas:

− ritmo ! alternancia de dos litologías ! series rítmicas

− ciclo ! alternancia de mas de dos litologías o facies ! series cíclicas

La secuencia básica o fundamental, es el ciclo o secuencia en la que intervienen todos los términos. Con estasecuencia podemos realizar un estudio secuencial, hallar la secuencias incompletas o truncadas, saber eltermino que falta y porque, estudiar las variaciones de espesor.

Estas secuencias, a escala pequeña normalmente son ciclo asimétricos (ABCABC), pero puede ser simétricaen ciclos mucho mayores (ABCBA).

De acuerdo con su escala se puede determinar varios rangos de ciclicidad

Ciclos de macroescala

− 1º orden: 300−1000 m. >50 Ma

− 2º orden: 30−1000 m. 50−3 Ma

Son ciclos no observables generalmente en el campo; se deducen del estudio de las correlacionesestratigráficas y de la interpretación de los perfiles sísmicos. Los de 1º orden suelen ser simétricos y los de 2ºorden asimétricos.

Ciclos a escala de afloramiento

− 3º orden: 10−50 m. 3−0'5 Ma

− 4º orden: 2−10 m. 0'5−0'1 Ma

Son ciclos observables a escala de afloramiento y comprenden secuencia de facies que indican periodos deprofundización y somerización, y que están delimitadas por cambios bruscos en la sedimentación. Los de 3ºorden poseen cambios mas bruscos de facies y a menudo coinciden con secuencias deposicionales.

Ciclos a escala de los estratos

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− 5º orden: 0,3−1 m. 100−20 ka

Son ciclos que aparecen en un solo estrato genético. Los mas conocidos son las tempestitas y turbiditas. Sonconsiderados un solo estrato porque se deben a un solo fenómeno, las tempestitas debidas a tempestades, lasturbiditas a corrientes de turbidez y las inunditas debido al desbordamiento en zonas canalizadas.

Ciclos a escala de la laminación

− 6º orden: 10−2 cm. <20 ka

Expresan la ciclicidad climática de orden menor. Normalmente son parejas de laminas, constituidas por unmaterial grueso y luego por otro mas fino lutitico. Se interpretan como ciclos climáticos, en el invierno elúnico material que llega al fondo es el precipitado, en el verano en las lagunas las corrientes se mueven y sedepositan las arenas.

La ciclicidad es debida a los mismos factores que producen la sedimentación y estratificación, y las podemosresumir en el clima y la tectónica, que provocan cambios del nivel del mar (eustaticos), modifican el fondo dela cuenca (subsidencia) y el volumen de aportes de sedimentos.

Los cambios del nivel del mar son provocados por:

− cambios en la tasa de crecimiento de las dorsales oceánicos que provocan cambios de hasta 350 m,generando ciclos de 1º orden.

− etapas orogénicas, en el momento de colisión hay un acortamiento de la corteza y una expansión del océano,provocando variaciones del nivel del mar de hasta 70 m y ciclos de 1º o 2º orden.

− aportes de sedimentos

− apertura de nuevos océanos que deben ser rellenados de agua y provocan la disminución en el resto.

− evolución de los puntos calientes

Otras causas, son los ciclos de Milankovich, debidos a aspectos del comportamiento de la tierra que afecta alos aportes de sedimentos.

− Excentricidad de la orbita: variaciones de la distancia de acercamiento, se producen cada mil años

− Oblicuidad del eje de la tierra: en periodos de tiempo de 17 mil años, que influyen en el clima, veranos mascalientes y inviernos mas fríos.

− Presesión de los equinoccios: ciclos de duración de 25 mil años

Son ciclos de 5º orden, de margas y calizas, las inunditas se las considera como ritmos de Milankovich.

Estas causas reciben el nombre de alociclicas, porque son fenómenos externos a la cuenca, pero que influyenen la sedimentación. Las causas autociclicas son fenómenos propios de las cuencas, tempestades, corrientesde turbidez, variaciones de la posición de los canales (desbordamiento). Los cambios dentro de los ciclos, enlas causas alociclicas son mas graduales, porque tienen mas tiempo, y en las autociclicas son cambio masbruscos.

TRANSGRESIONES Y REGRESIONES MARINAS

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Se aplican para procesos que afectan a la línea de costa:

− transgresión: desplazamiento de la línea de costa hacia el continente.

− regresión: desplazamiento de la línea de costa hacia el centro de la cuenca.

Las series transgresivas y regresivas, provocan distintos efectos sobre el sedimento:

− la transgresión se refleja en una profundización, por una subida del nivel del mar.

− la regresión se refleja en una somerización, por una bajada del nivel del mar.

Otros factores que afectan al nivel del mar, según Kukal, son las condiciones bajo las cuales se produce latransgresión, la subsidencia del fondo de la cuenca y la llegada de sedimentos.

Otros factores son los debidos a cambios eustaticos,

− cambios de la cantidad absoluta de agua debido a fenómenos glaciares, glacioeutatismo

− también puede ser debido a procesos tectónicos, eutectismo

También influye el espacio disponible para recibir sedimentos (acomodación)

[figuras] Los descensos son mas rápidos que los ascensos del nivel del mar.

Si el descenso es muy rápido puede haber erosión subaerea.

Cuando se da una transgresión seguida de regresión tendremos un ciclosedimentario.

20 − MAPAS ESTRATIGRÁFICOS

MAPAS ESTRATIGRÁFICOS

Con el nombre genérico de mapas estratigráficos se denominan a todos los tipos posibles mapas en los que semuestre la distribución areal, la configuración o el aspecto de una unidad o superficie estratigráfica.

Es un mapa geológico donde se representan unidades litoestratigráficas y litodémicas, a los cuales se le añadedatos tectónicos (cabalgamientos, pliegues, fallas,,,). Se refiere a un área geográfica determinada(habitualmente a una cuenca), y a diferencia del mapa geológico nos referimos a un intervalo de tiempodeterminado.

MAPAS DE ISOPACAS

Los mapas de isopacas son mapas en los que se expresan las variaciones de espesor de una unidadestratigráfica.

Se representan las variaciones de espesor de una unidad litoestratigráfica, a través de líneas de isopacas. Asíobtenemos distintas zonas donde se localizan los depocentros, por el mayor sedimento acumulado. Estosmapas se emplean en análisis de cuencas, ya que con el estudio de varias capas sucesivas observaremos comomigro la cuenca, y tienen interés económico.

Las líneas de valores cero indican el fin de la unidad litoestratigráfica, y nos marcan su extensión. Estas líneas

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son debidas, bien a la terminación de esa unidad, bien a que fue erosionada la unidad, o bien a la modificacióntectónica por procesos actuales, que nos marcan hasta donde llegan en la actualidad pero no tienen porque darhasta donde llegaban antes.

MAPAS DE CONTORNOS DE ESTRUCTURAS

Un mapa de contornos de estructuras se puede definir como un mapa topográfico de una superficieseleccionada, esencialmente de una superficie de separación entre dos unidades estratigráficas.

Son mapas topográficos de una superficie seleccionada, que para realizarlos hay que determinar un nivel dereferencia, normalmente isócrono, sobre el que determinamos la altura de las estructuras. Nos muestran laposición espacial de la superficie y lo ideal para construirlo es tener muchos perfiles sísmicos. Tiene interés enestratigrafía, en tectónica y en geología económica.

MAPAS DE FACIES

Un mapa de facies se puede definir como una representación gráfica, referida a un intervalo de tiempoespecifico, en la que se indica con colores, o tramas, diferentes, la distribución areal de cada uno de los tiposde facies.

Son mapas cualitativos (solo facies) o cuantitativos (solo números). Es la proyección sobre una superficie,sobre la topografía, de la distribución de las facies en una zona determinada y para unidad de tiempo. En estosmapas observaremos la distribución de las facies, los cambios laterales, las zonas de no deposito o de depositocon erosión...

Existen mapas donde se cuantifican las facies, es decir, se establece un relación numérica que luegorepresentamos en el mapa. Por ejemplo:

− líneas de valor de un componente, porcentaje de calizas o porcentaje de areniscas.

− valores del componente en relación con una sucesión o columna o valor absoluto por espesor (llamadosmapas de isolitas)

− los mas frecuentes son los mapas de tres componentes (triangulo de composición)

Se suelen superponer a un mapa de isopacas para mejorar el estudio.

OTROS MAPAS

Mapa de paleogeografia

Un mapa palegográfico es un mapa en el que se representa la geografía física reconstruida para un tiempoconcreto del pasado geológico.

Representan la geografía en un momento dado de la historia mostrándonos los medios sedimentarios. Sesuelen hacer mapas sucesivos para observar el relleno de una cuenca.

Mapa de paleogeologia

Un mapa paleogeológico se podría definir como el mapa geológico para un momento del tiempo anterior.Requiere una amplia información sobre la geología del subsuelo.

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Representa la distribución de los materiales en un momento dado, por debajo de una superficie dediscontinuidad. Nos da el mapa como si lo hubiésemos hecho en el pasado. Tienen interés en zonas de mas omenos erosión, zonas geográficas del pasado.

Mapas palinspasticos

A diferencia de los anteriores mapas que se proyectaban sobre mapas topográficos, los mapas palinspasticospretenden reconstruir la posición geográfica originaria de los materiales, esto es, la que ocuparían antes delacortamiento por pliegues y cabalgamientos.

Son la reconstrucción de la unidad antes de la deformación.

22 − CUENCAS SEDIMENTARIAS

La cuenca es el lugar de la superficie terrestre donde se va a producir grandes acumulaciones de sedimentos,que se produciran durante periodos de millones de años. Una vez producida la depresión, el relleno se debe ala subsidencia de la cuenca. Las areas donde se acumulan es bordeada por zonas emergidas que haran el papelde area fuente de sedimentos.

Se pueden diferenciar tres distintas fases:

− genesis

− fase de deposito

− fase de deformación, debido esencialmente a procesos tectonicos

La tectonica es la causante, con sus movimientos verticales y horizontales, de la aparición de la cuenca.Tambien controla, los sistemas de dispersión de sedimentos, la subsidencia y la deformación de la cuenca.

Hay un gran numero de cuencas, diferenciadas bajo distintios criterios.

Un criterio es el tipo de sustrato sobre el que se genera:

− Cuencas sobre sustratos de corteza oceánica

Son los grandes fondos, son zonas profundas, mas que una cuenca son una parte de los grandes fondosprofundos (2 −11 km). Les llegan pocos sedimentos, y los que llegan son sedimentos marinos profundos.

− Cuencas sobre estratos continentales

Se encuentran a unos pocos centenares de metros por debajo del nivel del mar. Los sedimentos son marinossomeros y continentales. Son zonas subsidentes, que se localizan en margenes divergentes, bajo unasubsidencia que provoca una mayor acumulación de sedimentos.

− Cuencas sobre sustrato oceánico−continental

Se producen en zonas de transición, depositándose materiales intermedios, marinos y continentales.

Otro criterio es la posición de la cuenca y sus limites, sobre corteza rígida o móvil.

El ultimo criterio es ver el tipo de limite de placas mas próximos a la cuenca. Pueden estar:

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− limites divergentes: que se separan, creación de placa

− limites convergentes: cuando la antigua litosfera se hunde en la astenosfera

− limites transformantes: no hay destrucción no creación de placas.

Pero hay cuencas que no están en estas zonas, como son las que están en zonas de colisión y las cuencasintercratonicas (los limites de placas no están relacionados con la formación de la cuenca) en cratones yescudos. Estas cuencas se producen por la activación de algún proceso tectónico.

Una vez creada la cuenca se produce la subsidencia, aunque no siempre actúan igual. La subsidencia puedeactuar de forma regular, los sedimentos se depositan a igual profundidad, y nos da por lo tanto espesores degrandes sedimentos. [Los sedimentos someros quedaran enterrados por sedimentos de una profundidad bruscamayor.]

La subsidencia se debe a varias causas:

− Enfriamiento de la litosfera, que provoca un adelgazamiento de la litosfera. Afecta sobretodo a litosferaoceánica, en las zonas centro−oceánicas.

− Adelgazamiento por estiramiento

− Carga litostática, que se puede deber a una carga tectónica o a la propia carga de sedimentos.

Las dos primeras causas de subsidencia se da en margenes divergentes, y la debida a la carga se da en zonasconvergentes.

A partir de un centro de expansión (punto triple) las placas se rompen, dando lugar a cuencas. En estos puntostriples tenemos tres brazos, uno de ellos falla en la apertura y nos genera la zona de rift, y los otros dos seabrirán y darán lugar a océanos. El brazo abandonado también recibirá sedimento La zona de rift (de ruptura)esta sobre corteza continental, pero a medida que aumentamos la expansión ya pasamos a estar sobre cortezaoceánica. (ciclo de Wilson, ver dinámica)

Aun en las etapas de colision se nos puede producir, sobre el continente, cuencas continentales, aunque menosimportantes que las marinas.

En la zona ¿de rift? donde se crea litosfera, se producirá deposito de materiales, y en el contrario, donde haydestrucción, tambien hay deposito.

Cuando hay convergencia el océano se va cerrando y la sedimentación continua en esas zonas, y una vezdesaparecido el océano, se forma la cuenca de antepais. Al cerrarse el océano, la corteza oceánica se hundebajo la ¿oceánica?, y en la zona de subducción se nos genera una cuenca por delante y otra por detrás(antearco), la de detrás del arco en la llamada cuenca de antepais.

En las cuencas de antepais pasamos de una zona de plataforma que se nos emplazan mantos, aumentando lossedimentos terrígenos, que forman enormes deltas. Se produce una subsidencia debido al apilamiento demantos y en la que cada vez hay mas sedimentos, procedentes de mantos, que son sedimentos terrígenos.

Las cuencas en margenes continentales pasivos, donde el rift es activos, donde pasamos de oceánico ocontinental. En ellos podemos ver una zona de plataforma, bordeando a la costa un talud y un bordeprecontinental, todo sobre corteza continental. En estas cuencas es normal el desarrollo de fallas y grandesdeslizamientos.

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Las zonas de margenes que no son, ni convergentes, ni divergentes, están relacionadas a fallas dederrumbamiento, donde a lo largo de la falla se producirá una subsidencia y otras zonas donde hayelevamiento. Estas fallas pueden tener mas de un plano de deslizamiento. Son cuencas con corteza continentaly oceánica, con bordes asimétricos, con sedimentación intensa. El movimiento de las fallas nos producirángrandes terremotos. Es decir están limitados por dos grandes fenómenos, como es el caso de Los Ángeles,limitado por la falla de San Andrés y la falla de San Gabriel. En la falla de San Gabriel existen grandesestuarios, y a lo largo de la de San Andrés hay mas fallas, que nos dan sedimentos aluviales. Estas fallaspueden afectar a las corteza oceánica y continental, pueden por lo tanto tener materiales marinos masprofundos o menos.

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