Estratigrafía

Sedimentarización. Sedimentación. Estratificación. Estructuras sedimentarias y deposicionales. Erosión. Facies. Nomenclatura. Ciclicidad

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1 - DEFINICIÓN Y CONCEPTOS

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

En 1957, Dumbar y Rodgers editaron el libro “Principios de la estratigrafía”, donde consideraban que se debía incluir 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 sucesos impresos 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 objetivos principales.

1) Serie local o sucesión estratigráfica

Se trata de estudiar los materiales del estrato, la delimitación de la unidad, ordenación temporal,,, a fin de levantar una serie estratigráfica de los estratos de la localidad, lo mas exacta posible. La ordenación temporal se 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 o estudiando el contenido fósil. (correlación litológica o temporal). Desde el punto de vista litológico son equivalentes cuando son el mismo material. Y desde le punto de vista paleontológico, son equivalentes cuando 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 la historia 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, así como el estudio de la secuencia, y la correlación y cartografía de las unidades estratigráficas (relación entre ellas y representación en un mapa).

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

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

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

Reading (1978), indica que esta dentro de la petrología sedimentaria, puesto que a diferencia de la estratigrafía, 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 se intercambian numerosos datos, principios... La sedimentología se encarga del estudio de la génesis de las rocas sedimentarias, y la geología histórica establece la historia de las rocas, y todo tiene repercusión en los estratos (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 entre series 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 nada deformada, el orden de superposición de las capas es el mismo de su deposito, la edad decrecía hacia arriba.

Este principio tiene excepciones derivadas de determinados fenómenos geológicos, como los procesos erosivo-sedimentarios de las cuencas fluviales, o las deformaciones tectonicas intensas que pueden llegar a tumbar 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 las primeras 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 es “el presente es la clave del pasado”.

Algunos autores lo consideran como un solo principio que indica que los procesos (físicos) que han tenido lugar a lo largo de la historia de la Tierra, habían sido uniformes y semejantes a los actuales (continuos), y como consecuencia el estudio de las condiciones actuales nos sirven para la comparación e interpretación de lo 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 corregido para permitir variaciones en el ritmo e intensidad con que se han desarrollado los procesos geológicos. Un ejemplo: 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 enunciar este principio, según el cual cada estrato, o grupo de ellos, pueden identificarse por su contenido biológico, o en otras palabras, las capas que tienen el mismo contenido fósil son de la misma edad, aunque su litología difiera. 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 de estratos de los adyacentes.

OTROS PRINCIPIOS

Horizontaneidad original

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

Continuidad lateral

Los estratos originalmente tienen continuidad lateral y terminan adelgazando en sus bordes. La edad es la misma 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 blancas iguales 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 tiempo representado en una sucesión estratigráfica no es fiel a lo ocurrido en la etapa del deposito si no que existen huecos temporales.

Frecuencia de catástrofes (eventos)

Estos son fenómenos frecuentes pero no uniformes que ocurren en la historia de la Tierra, donde se produce una 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 como la 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 muro y el techo del estrato, que estrato es mas antiguo o mas moderno, serie normal o invertida

- Análisis de los estratos

- Ordenación temporal

- Reconocimiento de discontinuidades

Si podemos identificar las facies podemos observar que varían a lo largo del tiempo (en la vertical), y nos pasa a 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. Así podemos ver como varia la unidad con la extensión en distintas series, observando su equivalencia, y estableciendo unidades litoestratigráficas, bioestratigráficas y cronoestratigráficas. Y así obtenemos la serie general, 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 cada unidad 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 conocimiento de los fenómenos tectónicos, causantes de las zonas emergidas (área fuente) y zonas sumergidas (cuenca madre), que influyen en la evolución de la cuenca. También se debe realizar un estudio de las áreas circundantes.

5) Aplicaciones de la estratigrafía

Como recursos económico, debido a los materiales que se encuentran estratificados. Un ejemplo es la porosidad de la roca que puede contener agua o incluso petróleo, que tenderán a migrar para formar yacimientos (acumulaciones de materia prima). Otro ejemplo es el uranio, los bateadores de oro lo encuentran en 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

- 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

- 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 las condiciones de sedimentación, transporte...

- obtenemos datos del paleoclima.

MODELOS EN GEOLOGÍA

Es una representación simplificada de las realidades geológicas, que considera solo los hechos y variables esenciales y controlables cuali o cuantitativamente. Se utilizan para explicar un conjunto de fenómenos relacionados 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 y como 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 sus variaciones (intensidad y tiempo de la sedimentación)

- 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 de muestros...) y la conclusión obtenida.

4 - PROCESOS SEDIMENTARIOS

PRINCIPALES TIPOS

Procesos exógenos, externos, actuando sobre la superficie terrestre relacionado con procesos endógenos. Los procesos fundamentales pueden agruparse en procesos físicos y procesos químicos (incluyen los procesos bioquímicos), 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 la fracturación de organismos, los conocemos como bioclastos. Otra fuente cataclastica, falla y cabalgamiento, el movimiento 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 mas comunes son las oceánicas.

Una cuenca sedimentarias son zonas deprimidas donde va a parar los sedimentos que se juntan a otros sedimentos 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. Además también influirá la profundidad en la actividad biológica.

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

Como consecuencia de la meteorización del área fuente, los productos generados (terrígenos, clásticos,,,) son distintos, 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, pero pueden sufrir perdidas o variaciones en el transporte.

El relieve también influye porque sufre una degradación y existen distintas fases de relieves, fase juvenil, fase madurez y fase senilidad. En la fase juvenil la meteorización nos dan partículas de tamaños grandes y el relieve 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 y química, que influyen en la composición y tamaño de las partículas. En climas secos y altas latitudes predomina la meteorización mecánica. En climas cálidos predomina la meteorización química, que hacen que los menos estables desaparezcan y los mas permanezcan. También dependiendo del clima tendremos un tipo de transporte u otro, en los polos de tipo glaciar, otros de tipo fluvial o a través del viento.

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 los materiales, 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 materiales pueden 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 menos estables se pierdan disolviéndose y que el mas estable sea difícil de disolver, normalmente le cuarzo. Otro efecto de la química es la formación de materiales de arcilla (acepción mineralogica y textural de tamaño de grano) (fango).

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

Los dos tipos de meteorización se dan conjuntamente pero según el tipo de clima predominan una u otra, en el clima 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 hasta 50º entre la noche y el día. Es importante en zonas desérticas, donde el material es sometido continuamente a dilatación 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. Sufre una 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 se produce 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 hierro cuando 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 carbonato de calcio que dará origen a un residuo arcilloso insoluble en el agua, llamado Terra Rossa, a veces tiene nódulos de hierro (arcillas sideroliticas). Otra forma es la posibilidad de disociarse en H+ y OH-. Es el agente mas importante, porque el ión H+ puede sustituir algún elemento de los silicatos (hidrólisis) y el catón que se libera reacciona con el OH- o con otro del medio dando lugar a otro mineral. Los feldespatos van a dar minerales de las arcilla y sílice. La plagioclasa pierde el Ca y la descomposición produce la caolinita y oxido de Ca. Las biotitas se transformas en vermiculita y luego clorita, dejando libre el Fe. Los silicatos de aluminio dan 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 volumen de 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 sustancias orgánicas derivadas de las plantas. Las sustancias orgánicas reaccionan con los minerales y crean una gran actividad 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 con parte de los minerales. También podemos encontrar parte sólida que deriva de la orgánica. La parte liquida es 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 de algunas sustancias. Lixivacion: sustancias solubles van hacia abajo y las de tamaño muy pequeño. También influye la temperatura, en la velocidad de las reacciones químicas, al aumentar la temperatura también lo hace la velocidad. Los climas iguales con igual cantidad de lluvia, darán lugar a distintos suelos en función de la 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 agua infiltrada 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 en profundidad. Así en los suelos diferenciamos horizontes, diferenciados por la composición y la estructura. Los horizontes mas superficiales carecen de sustancia solubles, y si el clima es menos lluvioso el lavado es menos importante.

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

- 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 en nódulos, 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 carga freática, 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 la temperatura: 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 encontramos incompletos o no los encontramos. Los paleosuelos nos indican una discontinuidad estratigráfica, un cese de la sedimentación, normalmente en zonas emergidas. También nos dan idea del clima que había. A veces por la composición del suelo sabemos que no se formaron sobre un sustrato, puede tener distinta composición del sustrato.

En climas áridos o subaridos:

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

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

- Ferricreta: predomina el Fe en climas con fuertes contrates ambientales, en climas subtropicales o mediterráneos.

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, pudiendo también 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 en contacto con la atmósfera. Ejemplo: planos, canales, nódulos, pedotubulos, rizoconcreciones, mancha en la roca 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 en solo por gravedad (avalanchas). O puede ser que la gravedad afecte a los fluidos que transporta. Otros la gravedad afecta al sedimento que lleva consigo fluidos. También puede ser por tracción, flujo gravitacional de sedimentos.

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 sin diferenciación de tamaños en la distancia al perder fuerza el agente. Las avalanchas pequeñas se quedan en la base del escarpe o talud, siguen siendo angulosos, pero tienen un selección por tamaño y distinto espesor del deposito (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 unas propiedades 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 la temperatura, 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 otras concordantes con los limites. Las partículas se deslizan como si fueran laminas paralelas (líneas de corrientes).

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

La diferencia entre flujo laminar y turbulento esta dada a través del numero de Reynolds, que es la relación entre 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 y velocidad. Cuando el régimen es rápido normalmente será también turbulento, pero cuando es tranquilo puede que sea turbulento o laminar.

[Cuadro 1]

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

[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, y las partículas que circulan cercan del fondo, sufran un retraso en relación a las superiores. Esto también ocurre en la superficie, pero en menor medida. Donde se produce el retraso se llama la capa limite, y su espesor depende 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 transportar sedimentos, al formarse los ripples se pueden despegar del suelo. La corriente puede volverse hacia atrás y formar 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 de corrientes.

Las corrientes tractivas transportan los materiales como carga de fondo (tocando el fondo) o como carga de suspensión (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 (coladas). El transporte en el agua puede ser:

- uniforme: totalmente independiente del fondo, la cantidad y tamaño de la carga es uniforme, y no hay intercambio 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 suspensión varia, 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 % de las 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. La manera de saltar de las cargas de fondo, hacen en el aire que cada impacto provoque un choque (picoteo) en la roca, que queda mate, mientras que en el agua se amortigua el choque, y la roca no tiene aspecto mate, es brillante.

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 de agua de alrededor provocando un movimiento hidráulico.

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

Tipos de corrientes de turbidez:

- de baja densidad: mas tranquilas y uniformes

- 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, se produce mayor erosión (flute cast). Cuando el cuerpo es mayor, el transporte de sedimentos se produce con una 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 de flujo 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 haber colonización vegetal y deposito no por corrientes de turbidez.

Coladas

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

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

El material que se deposita es un material mal organizado, cantos mayores y menores sin ninguna distribución o 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 que sobresalen. Pueden estar imbricados, y de distinta manera que las corrientes fluviales. En las coladas los clastos 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 empaquetadas de manera suelta. Puede superar mil veces al viscosidad del agua y es un flujo muy rápido (arenas movedizas).

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

Flujo granular

El material esta en suspensión por la interacción entre granos. Puede hablarse de avalanchas de arena. Están relacionados 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 cuando caen 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 de continuidad lateral y horizotaneidad. Lo define como una capa de roca delimitada por superficies de “roca”, con continuidad 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 hacen horizontalmente. En general los superficies deposicionales se inclinan hacia el interior de la cuenca. Y no siempre 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 y separado 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 físicas constantes (no incluye los estratos gradados).

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

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

Corrales en 1977, la definió como un nivel simple de litología homogénea o gradacional, depositada de forma paralela a la superficie previa o con (....superior al deposito de los materiales), separado de los estratos adyacentes 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 unidad litoestratigrafica de mayor orden.

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

Puede haber una capa geométrica que sea desde el punto de vista genético distintas capas, ya que existen interrupciones en la sedimentación, ejemplos, capas con mucha granoselección o capas con niveles muy bioturbados. También puede haber capas que parecen sucesivas, pero no lo son, pudiéndose demostrar por las estructuras 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 de escala, es el nivel megascopico mas pequeño de una secuencia de sedimentos, que esta delimitado por superficies 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 que se 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 las contiene.

ESTRATIFICACIÓN

Se refiere a la disposición de aparecer en estratos sucesivos, englobando los estratos desde el punto de vista genético (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 de ordenamiento interno. Distinguiéndose en general la laminación paralela y la laminación cruzada. En base a esta 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 al inferior. 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 estas importancia para determinar la polaridad (cual es la capa superior) y el sentido y/o dirección de la corriente de los aportes.

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 a las mismas. La potencia varia desde centímetros hasta poco mas de un metro, pudiéndose mantener lateralmente 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 del estrato. En general la forma viene condicionada por las superficies de estratificación que lo delimitan, se esta manera 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 que forma el norte geográfico y la intersección del estrato con las horizontales. El ángulo de buzamiento es aquel que 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 plano horizontal de una línea de máxima pendiente del estrato. Este ángulo siempre se mide en el sentido de las agujas 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 mejor criterio para determinar estratos genéticos es identificar la superficie de estratificación. Estos están realzados por la existencia de pequeños niveles llamados interestratos de composición fina, lutítica, constituyendo películas milimétricas.

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

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

En otras ocasiones la reprecipitación de carbonatos dan lugar a la sucesión de carbonatos masivos, en las que no 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 que lateralmente desaparece. En estos casos la evidencia de una granoselección puede ser diagnostico para identificar las cicatrices erosiva, es decir, para poner en manifiesto las superficies limite del estrato. Las amalgamaciones pueden identificarse por estratos lutiticos o margosos que lateralmente desaparecen. Cuanto menor 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 a infinitas 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 los terrígenos 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 en cuenta la continuación lateral, las formas de las superficies de estratificación y la variación de espesor. Según esto 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 espesor varia de un punto a otro.

    - Acanalados

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

    - En cuña

    El muro y techo pueden ser planos, pero no son paralelos, a veces el muro es irregular. La continuación lateral es 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 estratos biconvexos. Tienen continuidad lateral.

    - Ondulados

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

    Otra clasificación se basa en la asociación de estratos sucesivos. Cuando se analizan conjuntos de estratos superpuestos 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 el que le precede. También llamado secuencia negativa.

    - Decreciente: es al revés que el creciente, disminución del espesor de cada lote hacia el techo. También se le llama 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.

    - 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 b a 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 alternan areniscas 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 una mas alta energía se depositan los mas gruesos (los arenosos o limosos gruesos) y en los de baja energía los finos. 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 el sedimento 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 pues el reflejo de los procesos sedimentarios tanto de los transportes, como los de la sedimentación o de la diagénesis (después del enterramiento).

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

    No todas las estructuras llegan a fosilizar, depende del equilibrio entre la estructura y el ambiente donde se forma, 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

    - 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 de grano 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 otras estructuras deposicionales llamadas estructuras de ordenamiento interno.

    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, las cuales corren mas o menos paralelamente unas a otras alternándose. En ocasiones una cresta puede divergir en dos 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 son las zonas mas deprimidas y suaves. La cresta divide al ripples en dos flancos o lados, que a menudo son distintos (asimétricos ! en ripples de corriente y oleaje), pero que en ocasiones pueden ser iguales (ripples simétricos ! solo en ripples de oleaje). Los ripples asimétricos están formados por corrientes de oscilación o por 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 la cresta. La longitud de onda () del ripple, es la distancia entre dos surcos o crestas sucesivas. El índice del ripples 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. Los ripples sirven como criterio de polaridad, y para diferenciar la marca del molde hay que fijarse en que las crestas 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 del lee side al ir migrando corriente abajo. Se las denomina laminas del foreset y son las que mejor se conservan.

    La forma de los ripples depende de la velocidad de flujo, profundidad de la corriente y tamaño de grano de las partículas. 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 dando lugar 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 la dirección 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 sea la dirección de corte, siempre será paralela a la estratificación. No sirve como criterio de polaridad y no nos indica 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 de partición, 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 del segundo 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 se denomina 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 ordenamiento interno de los estratos. La laminación paralela del lecho plano, no nos da idea de la polaridad, ni de la corriente que lo origino.

    En la laminación cruzada formada al migrar los ripples, no deberemos de fijar en la forma de los limites de los sets 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 es angular o sigmoidal no nos servirán, pero si nos tangenciales o cóncavas nos darán la polaridad, ya que serán tangenciales en la base yo muro.

    Las paleocorrientes se determinan por la inclinación de la laminación, ya que estas lo hacen en el sentido de la corriente, 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 la corriente será la que mayor inclinación de las laminas tendrá, siendo la inclinación real. Cuanto mayor sea el ángulo de la sección y la corriente, la inclinación aparente será cada vez menos. La sección perpendicular a la corriente, cuando esta erosionada, muestra una laminación horizontal y paralela a los limites de los sets. [ver cajas]

    Estratificación cruzada planar de TIPO HERRINGBONE

    Se denomina Herringbone o espina de pescado, cuando en dos sets superpuestos el sentido de la corriente es opuesta (180º). Al observarlo vemos las laminas en dos secciones a 90º, para así saber si son verdaderamente laminas 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 la corriente, los limites de los sets serán simétricos y las laminas concordantes con los limites, es decir, que no los cortan. En una sección paralela a la corriente, los limites de set son surcos mas lapsos, mas alargados, y las laminas se inclinan con su buzamiento real en el sentido de la corriente. En planta, cuando se erosiona, las laminas 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 en superficies de rotura (de laminación) longitudinales a la corriente y se debe a cierta orientación de los granos de arena. En las rocas se observan como zonas mas y menos erosionadas, debido al diferente material, mas gruesos 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 donde divergen 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 tamaño y los surcos por granos de menor tamaño. El espaciado entre crestas es de mm a un cm., la altura de unos pocos granos y la longitud varia. Los granos de arena se disponen con sus ejes largos mas o menos paralelos a la 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 los mas finos arriba, se la denomina normal o positiva. Se debe al deposito gradado de corrientes que disminuyen gradualmente su velocidad. Hay muchos tipos fundamentales, dos de ellos son: en el que los gruesos están abajo y los finos arriba [a], y donde la proporción de gruesos decrece hacia arriba y los fino están presentes en todos los lados [b].

    También puede haber gradación negativa, por ejemplo, en depósitos turbidíticos de gran densidad, en alfombras de tracción... En este caso los gruesos están en la parte alta, debido a la colisión en la parte alta de los 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 serán seguro ripples de oleaje, pero si son asimétricos tenemos que identificar las distintas estructuras interna (sets y laminación) 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 1,5 mm.

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

    La estructura de ordenamiento interno se denomina laminación cruzada de ripples de oleaje. Se caracteriza porque los limites de los sets son irregulares, formando crestas y surcos. La laminación es similar a las secciones perpendiculares de la laminación cruzada en surco de los ripples de corrientes, pero en los ripples de oleaje 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 hacia arriba. En este caso los limites de los sets, están inclinados en la dirección contraria a la laminación interna del foreset.

    Si se inclinan mucho pueden llegar a desaparecer los limites erosivos de los sets. Dando lugar a la laminación cruzada 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 estarán inclinados 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 ¿lee side?.

    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]

    - 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 del tamaño 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 cantos viajan 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 la migración de barras de acreción en meandros. En los ríos los meandros erosionan el lado cóncavo y depositan los 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 tipo sigmoidal. La migración del canal es fundamentalmente perpendicular al flujo de la corriente, pero también lo hace 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 muy irregular. Las laminas raramente buzan mas de 12º y normalmente tienen orientaciones al azar. Los sets se cortan unos a otros con ángulos bajos. La separación montículos y depresiones está comprendida entre 1 y 5 metros, y la altura de las ondas entre 10 y 50 centímetros. Se encuentran tanto en areniscas como en calizas detríticas, 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 más externa, a cerca de 200 m. de profundidad. Sin embargo, normalmente sólo se conservan en depósitos de plataforma, por debajo del nivel de base del oleaje normal. La arena es allí transportada en suspensión por corrientes unidireccionales o de “flujo combinado” y posteriormente redistribuida por flujos predominante o exclusivamente 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 simple recubrimiento pasivo, de manera que cada una es más ancha sobre los swales y más estrecha sobre los hummocky.

    - “Acreción vertical” o “Activa”

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

    11 - ESTRUCTURAS DE CORRIENTES EROSIVAS

    También se les llama sole marks y se clasifican surgen su morfología. Generalmente aparecen como moldes en la base del estrato, que se sitúa inmediatamente por encima. Si es la marca original la llamamos mark, y si es el molde cast. Son el resultado de la erosión de material cohesivo debido a corrientes y en general sobre material 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 de molde. Por lo tanto se conservara mejo si hay alternancia de los litologías diferentes. Es un buen criterio de polaridad, 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 o fangoso. 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, con un borde distal mas suave y el borde opuesto mas abructo, son asimétricos. En planta, tiene forma de herradura, 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 pocos dm. 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 redondeadas separadas por surcos agudos, dispuestos paralelos a la corriente. El espaciado no pasa el cm., es de mm., la altura de pocos mm. y la anchura algunos dm. Es común que aparezcan asociados a flutes casts, y los furrow tengan un extremo redondeado pasando a ser flute marks.

    RILLS MARKS o MARCAS DE ARROLLADA

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

    FRONDESCENT CAST

    Se producen en fondos lutíticos, cuando las corrientes llevan mucha carga. Son estructuras alargadas que forman lenguas con bordes crenulados que parten de un tronco común. La longitud en de cm., la altura de mm. y la anchura de cm - dm. Son formas de abanicos, que sirven como criterio de polaridad e indicadores del sentido de la corriente, ya que los abanicos se abren aguas abajo. Se forman en lugares donde la corriente no 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 muy cerca unos a otros, en planta dan un estructura poligonal. La altura es de mm. y la anchura de cm. Se conservan 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 en perfil tiene forma de V o de U. Se conservan en la base de los estratos de litología mas gruesa. La escala es mayor que las demás estructuras, la anchura es del orden de cm-dm. Se forman debido a que la corriente llevan 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 ser marcas 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 de las capa (superior) de grano mas grueso, como molde. Dependiendo del tamaño, pueden ser simples o con estriaciones 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 la corriente 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 forma de 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 tiempo de arrastre.

    MARCAS DE IMPACTO (discontinuas)

    A veces determinadas partículas pueden producir depresiones. En general son de mm. o de un cm. de profundidad, y anchura y longitud variable del orden de mm. a un cm. Se conservan como moldes en la base del 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 fondo lutítico o arenoso. Produce una estructura en forma de herradura alrededor del objeto. Se pueden conservar en la base (cast) o en el techo (marks), con forma de depresión o abultamiento con forma de herradura, e indicando la polaridad.

    OTRAS

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

    Cualquier base de capa irregular cóncava hacia el techo, formada por erosión de corrientes de energía alta, que erosionan los estratos adyacentes, un ejemplo son los canales. En general nos sirven como criterios de polaridad, 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 de bioerosión, 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 e interpretación de estas estructuras. La paleoicnología estudia las huellas del pasado y la neoicnología las huellas actuales.

    Otros términos iconológicos, como huella, traza o icnita, se utilizan para estructuras recientes y fósiles, y pueden 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 contacto con el sustrato. Dentro de este grupo también se incluyen las pistas subsuperficiales, cuando se desplazan 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 situación respeto 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 además somos 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), y son estructuras abundantes, lo llamamos textura bioturbada deformativa.

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

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

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

    - Burrows fiel: cuando están rellenos. Pudiendo ser el relleno activo, generado por el organismo que hace la traza, 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 cuanto a 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 tubos cilíndricos en tres dimensiones. En general corresponden a huellas de alimentación con una explotación sistemática 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 se clasifican 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 sustrato sobre 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 formado por un conjunto de organismos pertenecientes a varias icnocenosis y pueden estar separados en el tiempo intervalos 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 ya existentes (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 como icnotaxones distintos.

    6) Un organismo a lo largo de su vida se comporta de forma distinta, debido a lo cual puede generar icnotaxones 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 el sustrato.

    - 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 (en areniscas 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 litología adyacente.

    La clasificación toponómica de Martinson (1970), separa cuatro tipos en función de su posición respecto a la roca 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 corresponden a 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 la superficie o cerca de la misma. Tienen morfologías curvadas, meandriformes,,, y son debidos a la explotación de 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 o predadores. Son frecuentes los revestimientos. Tienen morfologías cilíndricas o en forma de U, y pueden tener ciertas ramificaciones.

    Hay muchas trazas que son pasos entre dos o más categorías etológicas, correspondiendo a huellas intergradaciones o multiples alimentación-morada....

    METODOLOGIA DE TRABAJO EN ICNOLOGIA

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

    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 de contacto)

    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/o grupos 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 y sedimentología, 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 lugar que 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 fósiles ocurre lo contrario, son mas abundantes en sedimentos siliciclásticos, y nos dan información de este tipo de ambientes en los que no tenemos otros indicadores.

    - Las trazas fósiles ¿lugar? permanecen al tipo, restringiendo su utilidad bioestratigrafíca, pero podemos utilizarlas para comparaciones paleontológicas.

    - Otra característica es, el elevado numero de trazas en el registro sedimentario, ya que un único organismo puede 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, y gracias 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 de nutrientes, grado de consistencia del fondo, grado de oxigenación...

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

    HARDGROUND

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

    El tipo de discontinuidad es una paraconformidad, es una discontinuidad estratigráfica en la que existe paralelismo 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, ligado siempre 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 en intensidad, en orden de actuación, en el numero de procesos, y varían en si se producen correlativa o simultáneamente. Estos hechos hacen que los hardgrounds tengan características muy distintas y que haga falta estudiar cada uno de ellos para conocer los procesos.

    Los hardground tienen importancia estratigráfica porque son muy buenos criterios de correlación. Se conocen en series antiguas, y son especialmente abundantes en el mesozoico (jurasico, cretácico,,,), y escasas en fondos 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 forma simultanea. Un primer tipo es la bioturbación sobre material no consolidado, otro es la bioerosión sobre superficies litificadas, y el ultimo, la formación de costras de organismos incrustantes, que recubren los fondos endurecidos. El proceso puede ir acompañado de una litificación parcial, y así puede haber borrings en unas zonas y en otras bioturbación.

    - Nodulización, debido a un efecto combinado de los círculos de aguas intersticiales y la bioturbación que favorece 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 ph de las aguas circundantes.

    - Mineralización, debida a una prolongada interrupción de las sedimentación, en la que tiene lugar diversas reacciones 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 medios marinos 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 en zonas someras dulces y saladas, y presentan en la superficie una especie de película gelatinosa sobre la cual tienden a adherirse los sedimentos de grano fino. Una vez recubiertos de sedimentos tienden a crear 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, generalmente oscura (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 laminación ondulada característica, con un relieve acusado, donde la laminas generalmente aumentan de espesor hacia la parte 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 o menor 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 recubre fracturas de fósiles o granos de cualquier naturaleza o tipo. Logan dentro de este grupo también distingue tres tipos:

    - 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 formas correspondientes 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 los anteriores

    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 que deforman las estructuras precias existentes en los sedimentos, ejemplo, una laminación o estructura erosiva previa. 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 las estructuras:

    - 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 sobre materiales de menor densidad. Por lo tanto para que se forme es necesario la presencia de dos litologías de distinta 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 los materiales mas densos. Así se forman los load casts, que son protuberancias irregulares que sobresalen en la base 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 fina adyacente ( ejem. carbonatos dentro de lutitas), y pasan a llamarse pillows, estructuras almohadilladas o pseudonódulos. Tienen morfologías helicoidal o elipsoidal, y a menudo con concavidad hacia el techo, y el tamaño suele ser de dm. a cm. Si los load casts presentasen una laminación previa, los pillows conservarían la laminación interna, concordante con la base. Sirve como criterio de polaridad cuando tenga laminación interna deformada 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 cresta tienen mas cantidad de material que en los surcos, se puede formar load casts ripples. Que son protuberancias irregulares que sobresalen de la base y tienen forma de abanico mas o menos abierto, pudiendo suceder que 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 de migración 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 lutíticos presentado el material arenoso o conglomerático supradyacente. La escala es desde mm hasta métricos. Lo mas frecuente es que vayan asociados a load casts. Son útiles como criterios de polaridad, y suelen ser inclinados 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 paralela o cruzada. Son laminas replegada y contorsionada dentro de un estrato bien definido y sin distorsión. La geometría es variada, pero los anticlinales suelen ser mas agudos, y los sinclinales mas laxos o amplios. En el techo 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 muy variable, ya que puede afectar a niveles centimétricos y a veces métricos. Nos sirve como criterio de polaridad.

    ESTRUCTURAS DE DESLIZAMIENTO

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

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

    Para diferenciar esta estructura de una tectónica, basta con observar que en los limites debe haber estratos sin deformar 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 disminución del volumen por perdida de agua. En planta se ve un sistema poligonal de grietas, y en perfil se ve la sección en forma de uve. La conservación es como moldes en la capa supradyacente. Cuando los depósitos son de tamaño mas lutitico, frecuentemente tienen varios sistemas de grietas superpuestas. Por lo general la profundidad y la anchura son de centímetros, y la dimensión de los polígonos es variable, de cm - m. Son estructuras subaereas y preenterramiento. Nos sirven como criterios de polaridad, vistas en sección o en planta por 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 la composición de las arcillas. Se puede utilizar como criterio de polaridad. No son polígonos perfectos, los lados son mas redondeados y mas desconectados.

    Es difícil la diferenciación entre los dos tipos de grietas, solo se podrá clasificar si tenemos otra estructura asociadas 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 diagenéticas del medio. Todas se forman durante al diagénesis, algunas en los primeros estadios de la diagénesis, otros en los 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 desde a dentro hacia a fuera. Se caracterizan por una composición distinta al de la roca en la que se encuentra (roca caja). La superficie externa es lisa pero puede tener irregularidades, dependiendo de la composición. El color es variado, y el fresco no suele coincidir con el superficial alterado. La composición mas frecuente es: nódulos de 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 igual composición 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 se produce 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 composición diversa, 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 formando dos 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 menudo la composición de las septarias es lutítica y se erosiona muy fácilmente. En practicas veremos una septaria de carbonatos rellena de pirita.

    A5) Rosetas

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

    A6) Anillos de Liesegen?

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

    B) Cristales

    Es una estructura de precipitación. Incluidos en rocas de composición totalmente diferente, se forman cristales idiomórficos, en etapas diagéneticas muy diversas, esto da lugar a moldes de los cristales en el estrato inferior de 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 una disolución del material a lo largo de una superficie paralela a la estratificación (rara vez perpendicular o oblicua) y perpendicular a la presión. Si existe material insoluble como arcillas o óxidos de Fe, esos se depositan de manera que nos indican la superficie de manera evidente. Aparecen en calizas, dolomías y su morfología 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 de polaridad.

  • Conos encajados

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

  • Tipí Tepees

  • Son estructuras diagenéticas tempranas, que forman bucles en sección, separados por espacios regulares, y que afectan a una o varias capas de naturaleza carbonatada (laminada). Los distintos bucles separan estructuras de expansión (o alta velocidad), de las distintas formas, en planta, adyacentes. Las crestas tienen forma de “V” invertida, y la escala es de cm a m, dependiendo del número de capas a los que afecte. Cuando las 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 el material 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 el deposito ordenado, en el tiempo, de los materiales.

    En el campo nos encontramos con una serie de materiales plegados, pero en los que podemos diferenciar los distintos estratos basándonos en el cambio de litología, cambio textural, cambio de proporciones de componentes 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 como lo observamos en el campo, el perfil topológico y la representación de los distintos tramos. A partir de los cortes midiendo espesores perpendiculares a la estratificación, la litología, las estructuras... representamos una columna estratigráfica.

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

    Series locales son validas para aquellas localidades, es una serie parcial, la hace mas general si supiésemos correlacionar 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 la separación de tramos es difícil. Esto significa que las condiciones del medio se han mantenido uniformes, pero es 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 o menos 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 la fuente, el transporte o la velocidad, han variado. Cuando tienen esta heterogeneidad, tendremos cierto orden, y sucesiones 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 en metros de los tramos. Las litologías las representamos de distintas maneras, con distintas tramas. La parte derecha tiene un relieve que significa el tamaño de grano, de mas fino a la izquierda, a mas gruesos hacia la derecha.

    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 a representar son las discontinuidades en la sedimentación, estas interrupciones se dibujan con el contacto entre tramos ondulante, no recto.

    Hay varios tipos de columnas, en una se pueden separar en dos columnas la litología y textura, de las estructuras presentes. En otras se pueden añadir distintos datos, paleocorrientes, datos de laboratorio, CaCO3, %Q, interpretación del medio...

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

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

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

    FACIES

    El termino facies fue empezado a utilizar por Gressly (1938), se aplica al aspecto que tiene un estrato, al conjunto 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 las acepciones genéticas. Facies: conjunto de características litológicas y paleontológicas que permite diferenciar a 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 de roca 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 características litológicas y paleontológicas de una unidad o grupo de estratos. Las facies iguales no son exclusivamente de igual 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 condiciones determinadas, que pueden ser deducidas en su litología y contenido paleontológico. Así se pueden describir facies según el medio sedimentario en que se depositaron, según algún aspecto geoquímico del medio (oxidante, reductor...) o referidas a aspectos geográficos y condiciones tectónicas (tectofacies) de la región.

    Se distinguen distintos tipos de facies tectónicas:

    - Flysch.

    Se refiere a una alternancia de litologías o materiales bien estratificados. Se creía que eran depósitos sinorogénicos, formados simultáneamente con una fase tectónica, aunque mas adelante se vio que se debían a corrientes de turbidez (con menos consideraciones de tipo tectónico). Los materiales dominantes en la series flysch 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 muy someras, se consideran postectónicas

    Facies cronoestratigraficas, son materiales con carcteristicas litológicas y paleontológicas determinadas y ligadas a una edad (materiales depositados en un determinado intervalo de tiempo). Antiguamente fueron consideradas unidades cronoestratigraficas, pero posteriormente se las considero facies. Dos de estas 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 la confundió 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 sirven para la caracterización de la roca. No deben de ser confundidas con unidad litoestratigráfica o con un medio sedimentario.

    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 litofacies son uniformes).

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

    Una litofacies alude a un conjunto de características litológicas de unos materiales y a las condiciones físico-químicas reinantes durante el deposito. Generalmente las litofacies son homogéneas desde un punto de vista litológico. Pero también pueden ser heterogéneas, cuando la litología sea diversa, pudiendo presentar o no 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 los adyacentes, y que nos aportan datos del medio. Son el conjunto de características paleontológicas que definen a los materiales, y que son a su vez reflejo de las condiciones biológicas reinantes durante el deposito. Tienen un gran valor en las calizas y en algunos terrígenos.

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

    Microfacies

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

    Su estudio tiene el problema que a pesar que la muestra recogida sea representativa, al realizar la lamina delgada 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 mismo dominio 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 grandes motivos 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 a otra 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, que las caces que se observan yuxtapuestas pueden ser reconocidas superpuestas. Esta ley se cumple en regiones e intervalos 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 la subsidencia 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 a factores que implican desplazamiento de los medios y la aparición de nuevas facies.

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

    - 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 factor medioambiental que influye en el cambio de fase.

    ASOCIACIÓN DE FACIES

    Asociación de facies es cualquier conjunto de facies relacionadas genéticamente, formadas dentro de un medio 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 secuencias de facies, que son disposiciones ordenadas en la vertical en donde las facies pasan de manera gradual de unas a 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, formando secuencias 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 la capacidad 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 de la capacidad de transporte del flujo. Caracteriza a pequeños lóbulos arenosos sobre sedimento lodoso, en las corrientes de los cauces, llanura.

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

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

    En los carbonatos no podemos hablar de secuencias de tamaño de grano, porque no dependen de la energía del medio de transporte. Se habla de secuencias de profundización y somerización, según si vamos a medios mas o 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 tipos de 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 de turbidez. El primero en estudiarlas fue Bouma, e idealmente estas secuencias se inician con una superficie neta, 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 sus características.

    Steno (1669) publicó la primera sucesión de las materiales, basadas en la litología. Luego en la segunda mitad del 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 estratigráfica en unidades temporales, basadas en el contenido faunístico. Este esquema fue revisado en congresos sucesivos.

    Para poder comparar mejor las observaciones y investigaciones que se realizan en el mundo, se clasificaron los 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 su conjunto como una unidad (o entidad característica) en la clasificación de la sucesión estratigráfica de la tierra, 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, y también 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 el contenido 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 la litología o del rasgo que define la unidad. Además, tienen la desventaja de que sus limites no coinciden con los limites cronoestratigráficos, es decir, el techo o el muro de la unidad no tiene porque tener necesariamente la misma edad.

    Otro problema es la corta extensión lateral, son de escala local y regional, debido a los cambios laterales de los medios sedimentarios, que provoca que no sean útiles para la correlación a gran escala. Aunque son útiles para 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 manera informal, 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 la reconstrucción de la historia. Formación es una unidad que agrupa un conjunto de estratos con una determinada 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 escala cartografiable (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 esta localidad se le señala como estratotipo.

    Para nombrarlos se utiliza la palabra formación seguida de la litología predominante y de la localización geográfica 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 litológicos comunes. 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 un especial carácter litológico que le distingue del resto de la formación. Su extensión lateral y su espesor tienen que estar comprendidos dentro de la unidad de orden superior, dentro de la formación. No siempre una formación 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 litológicas muy peculiares y fácilmente diferenciable (ejemplo: capas de carbón, capas de óxidos de hierro...). La delimitación 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 tiempo en toda su extensión, aunque su espesor sea distinto. Por su regularidad y extensión son importantes en la correlación estratigráfica a gran escala. Por ejemplo los Tonstein en series carboníferas, debidos a cenizas volcánicas.

    Complejo

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

    Conjunto de materiales de litologías variadas, que no pueden separarse netamente entre sí. Ejemplo: complejo esquisto 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 cambiar lateralmente 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 plataformas continentales 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 materiales infrayacentes (paleorelives). El techo por el contrario es plano y presenta un cambio de facies gradual. Es frecuente 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 escasa continuidad lateral y la relación longitud/espesor es inferior a 50. Son frecuentes en depósitos sedimentarios muy 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. El punto de mayor subsidencia se llama depocentro. Podemos tener cuencas donde el depocentro cambie o no de posición.

    d) Unidades en forma de cuña

    Son las que se observa un cambio lateral de espesor gradual, que va aumentado o disminuyendo según el sentido. Corresponden a los bordes de los cuerpos donde el grado de subsidencia es diferente (mayor en las zonas 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 que los muros de este tipo aparecen como no erosivos. Tiene lugar en cuencas donde la subsidencia ha sido diferente según los sectores.

    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. Su muro 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 los depósitos de turbiditas ligados a cañones submarinos (con gran pendiente), en los depósitos de abanicos aluviales 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) de las unidades litosísmicas. Su estudio se debe a la diferente reflexión que presenta las superficies estratigráficas, 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 forma recuerda a la letra griega sigma. Muestran techo y muro escalonados, con máximo espesor en el centro y reducción hacia los bordes. Se produce en cuencas subsidentes que van acompañados por una subida del nivel del mar.

    d) Unidades litosísmicas oblicuas

    Son difícilmente observables en el campo. Poseen una geometría oblicua a los limites superiores y tangenciales a los inferiores. Son típicos de cuencas donde los aportes de sedimentos son mayores que la tasa de 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 estratificadas o a grandes masas de materiales deslizados y redepositados, por procesos de slump.

    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 con la 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 de capas 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 un solapamiento retroactivo y a unidades sigmoidales y/o oblicuas. Produce estratos o secuencias granocrecientes.

    Acreción lateral

    Se llama así al proceso de crecimiento de estratos en sentido perpendicular a la dirección de la corriente. Es producida 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 falla sinsedimentaria, que limita un sector con subsidencia y deposito, de otro que no la tiene, de manera que la unidad litoestratigráfica termina lateralmente de manera brusca, con una superficie plana coincidente con la falla.

    b) Acuñamiento

    Es la terminación lateral de una unidad litoestratigráfica por la perdida progresiva de espesor hasta su desaparición total. Se produce en los bordes de un medio sedimentario que lateralmente cambia a un medio no deposicional.

    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 (o litotopos dentro de un mismo medio) cuya posición geográfica ha ido cambiando a lo largo del tiempo.

    d) Cambio lateral gradual

    Se refieré al paso lateral y gradual de una unidad a otra, habiendo una franja con materiales de litofacies intermedias. 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 el fanerozoico y solo en algunos medios, mas frecuentes en los marinos que en los continentales. Además debemos de tener la seguridad de que el fósil es contemporáneo con el material, sino no nos servirá, como por ejemplo 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) y espacio, pues al basarse en al evolución, no son repetitivos y cubre un espacio que puede llegar a ser la totalidad 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 sobre distintos 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 en algún 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 las unidades de mayor isocronia que estudiamos.

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

    La jerarquización no es estratigráfica, sino paleontológica (sistema taxonómico) así que cualquier unidad basada 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 tienen porque coincidir con los limites de las unidades litoestratigráficas. La potencia de las biozonas son muy variables, de cm.-m, según el taxón (genero>especie), la tasa de sedimentación, el tiempo que vivió el organismo...

    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 los distingue de los estratos adyacentes. Están basados en la asociación natural de fósiles que vivieron o se enterraron juntos. Son zonas con gran interés paleoecológico porque representan la ecología del sistema y las características 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 las condiciones ambientales, mientras que al aumentar el lapso de tiempo estudiado, es imposible que se repita la cenozona, 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 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, por diferentes 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 la acrozona 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 en cuenta. 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 cualquier punto de la superficie terrestre (no tiene porque ser simultaneo en toda la cuenca), por lo que su valor como base de medida del tiempo es problemática.

    Las cenozonas admiten un estratotipo donde este representada la asociación típica de los fósiles. Pero para el resto de biozonas, el patrón es el propio taxón o taxones determinantes, por lo que su estudio y desarrollo se basa 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 depositaron durante un intervalo de tiempo determinado.

    Son unidades no objetivas, consecuencia de la observación previa. Su finalidad principal es establecer una 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 unidades no deber ser medida por el espesor, que puede variar según las condiciones de sedimentación, sino deber ser medida por el tiempo que abarca. La extensión debe ser mundial. Hay que definir para la unidad una localidad estratotipo.

    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 la existencia 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 han formado durante un intervalo de tiempo determinado (3 - 10 millones de años). Los limites deben ser isócronos, y es importante definirlos bien en el estratotipo, porque al tener un carácter universal, no se debe confundir con los pisos inferiores y superiores. El nombre deriva de la localidad geográfica donde se encuentra el estratotipo.

    Serie

    Esta constituida por dos o mas pisos. Sus limites están fijados por el limite inferior del piso mas antiguo y el superior del mas moderno que comprenden, aunque a veces tienen sus limites propios. Las series tienen un estratotipo formado por la suma de los estratotipos de los pisos que contiene. Su nombre deriva del lugar geográfico 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 de correlación a escala mundial. Los nombre derivan de la litología fundamental (carbonífero, cretácico) o de una localidad geográfica (devónico, jurasico)

    Eratema

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

    Eontema

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

    UNIDADES MAGNETOESTRATIGRÁFICAS

    Es un cuerpo rocoso caracterizado por presentar características de magnetismo permanente y diferente a los materiales adyacentes. Están basados en el hecho de que los polo magnéticos terrestres han ido cambiando a lo largo de la historia. Estos cambios han sido simultáneos en toda la tierra y por lo tanto pueden ser utilizados como 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 que contengan 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 el magnetismo 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 el estratotipo. La zona puede ser homogénea en cuanto a la polaridad, o ser una mezcla de inversiones. Se la denomina:

    “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 la expansión de los fondos oceánicos actuales.

    UNIDADES LITODÉMICAS

    Son las unidades cartografiables que están compuestas por materiales que no cumplen el principio de superposición de estratos, normalmente son materiales ígneos o metamórficos, pero también pueden ser materiales sedimentarios altamente deformados. Son equivalentes en gran parte a un tipo de unidad litoestratigráfica, 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 unidad litodémica

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

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

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

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

    UNIDADES ALOESTRATIGRAFICAS

    Así se denomina a la unidad cartografiable compuesta por rocas estratificadas y delimitadas a techo y muro por discontinuidades. En la guía estratigráfica se la considera como sintema. Se le dio el nombre clásicamente de 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 generalmente comprende mas de una unidad litoestratigráfica o bioestratigráfica. Los limites suelen coincidir con zonas bio o 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 menor el alomiembro.

    Secuencia deposicional

    La secuencia deposicional surge como la búsqueda de petróleo en las plataformas deposicionales. Es una unidad estratigráfica constituida por sucesiones relativamente concordantes de estratos relacionados genéticamente, 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 centro de 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

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

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

    La falta de sedimentos, cualquiera que sea la causa, se llama discontinuidad estratigráfica. Estas nos sirven para 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 sedimentos representados.

    TIPOS DE DISCONTINUIDADES

    PARACONFORMIDAD

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

    Se interpreta como una interrupción de la sedimentación durante un tiempo mas o menos largo, pero no posee ningún 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 que presenta un relieve debido a la erosión.

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

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

    DISCORDANCIA

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

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

    Discordancia angular y/o erosiva

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

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

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

    Entre dos tipos de materiales muy diferentes, sobretodo cuando uno no esta estratificado, no se puede hablar de 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 y metamórficos, que no debemos confundir:

    - Contactos intrusivos, en un momento dado los estratos se ven intruidos por el material ígneo, que toca la base 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 discordante angular han sido contemporáneas del proceso tectónico que ha en engendrado. Se produce cuando el proceso tectónico a actuado simultáneamente con la sedimentación, sin que haya interrupción de esta o con unas lagunas estratigraficas de corta duración.

    Discordancia progresiva

    Es un tipo especifico de discordancia sintectónica, que requiere que uno de los bordes sea tectónicamente activo, tendremos una sedimentación mientras a la vez sufre deformación. Se define como una discordancia constituida por una acumulación vertical de capas inclinadas y acuñadas, que son mas delgadas hacia el borde de 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 variación de la extensión de las capas, pudiendo existir o no acuñamiento de las capas, es decir, ser una discordancia o una 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 la extensión de las capas. En estos casos se habla de progradación o regresión del mar (desplazamiento del nivel del mar alejándose de la costa).

    - Solapamiento expansivo (onlap)

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

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

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

    - El proceso tectónico es cada vez mayor y cuando llega al momento máximo, el ápice del abanico empieza a erosionarse (sin pararse el proceso tectónico ni la sedimentación), llevando los materiales sobrantes hacia la cuenca (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 resultantes en ambos bordes serán muy diferentes: en el borde activo habrá discordancias progresivas y en los pasivos discordancias angulares, en las que la capas con forma de cuña chocarían, en sus partes mas gruesas, con el paleorelieve 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 la falta de una o más biozonas de un determinado intervalo de tiempo. También se puede estudiar a través de la variación de el rasgo paleontológico.

    - Criterios estratigráficos

    A través del estudio de la presencia de algún paleosuelo (hardground), de un nivel fosfatado (nódulos de fosfatos 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 la existencia de saltos bruscos en su contenido.

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

    - la presencia de conglomerados en la parte basal de la serie mas moderna (superior), formado por clastos procedentes de la serie mas antigua (inferior)

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

    Las discordancias se reconocen principalmente por criterios geométricos, por la distinta disposición de las capas 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. Los cambios 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, provocando una 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 en las regiones circundantes de la cuenca se expresa con un levantamiento, que da lugar a discordancia progresiva (o sintectónica), que hacia el interior de la cuenca pasa a una superficie de continuidad. En zonas alejadas 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, se preservan con mucha dificultad, siendo estos medios propicios a la interrupción de la sedimentación, que se expresa en paraconformidades. Este es el caso de las áreas de fuerte pendiente, como taludes... Además la geográfica también puede influir en los cambios de posición de los paleocanales, a escala local, un ejemplo son los abanicos.

    Factores climáticos

    Los cambios climáticos nos pueden hacer pasar a otro tipo de sedimento y sedimentación, quedando reflejados en 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 sin deposito (clima si era una zona expuesta, fauna,,,)

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

    18 - CORRELACIÓN

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

    Bates y Jackson demostraron la equivalencia de dos o mas fenómenos en áreas distintas, estableciendo la relación 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 estudio de correlación local que nos da los rasgos comunes para una zona de la cuenca, nos da lugar a sucesiones compuestas de la sección de la cuenca. Es estudio regional, es el estudio de las sucesiones mas representativas, nos da ciclos de 2º, 3º y 4º orden. El estudio global nos dan si los rasgos son debidos a fenómenos 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 principios de horizontaneidad y continuidad de los estratos. Su observación directa viene dificultado por el recubrimiento 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. Pueden ser:

    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 a un cambio brusco de la litología.

    Niveles o capas guía

    Son capas con una determinada litología totalmente diferente a las adyacentes, que se encuentran en áreas extensas 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 gran acumulación de vegetales y un rápido recubrimiento

    • Laboratorio

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

    - 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 del agua..

    - Estudio de los isótopos estables

    Las variaciones en contenido de O18 y C13, pueden ser debidos a factores alociclicos, afectando a toda la cuenca 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 nivel guía 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 inversión magnética afecta a todo el planeta (alociclico). Permite la correlación de materiales de igual edad, que fueron depositados en distintos medios (marinos y continentales). En la sedimentación marina actual hay una zonación mayor a partir de la dorsal, simétricamente a ambos lados. Este método necesita otro método que lo complemente, 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 llamadas electrofacies. Es una litocorrelación que nos marca los cambios de facies, y se utiliza en la industria del petróleo 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 varias escalas, 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 esta marcados por saltos bruscos en la secuencia.

    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 ser utilizado solo para momentos y lugar en que haya vida. Otro problema es la correlación de medios marinos y continentales, 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 no aparezcan en la sucesión por numerosas causas.

    2- PALEOECOLOGIA

    Basados en la interpretación de la paleoecología, en la acumulación de organismos debidos a buenas condiciones 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 pueden presentar 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

    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 bien por sus correspondientes continuidades.

    - En los sedimentos siliciclasticos, las secuencias varían de tamaño de grano (granocrecientes o granodecrecientes) 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 esta secuencia podemos realizar un estudio secuencial, hallar la secuencias incompletas o truncadas, saber el termino que falta y porque, estudiar las variaciones de espesor.

    Estas secuencias, a escala pequeña normalmente son ciclo asimétricos (ABCABC), pero puede ser simétrica en 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 correlaciones estratigráficas y de la interpretación de los perfiles sísmicos. Los de 1º orden suelen ser simétricos y los de 2º orden 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 de profundización y somerización, y que están delimitadas por cambios bruscos en la sedimentación. Los de 3º orden poseen cambios mas bruscos de facies y a menudo coinciden con secuencias deposicionales.

    Ciclos a escala de los estratos

    - 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. Son considerados un solo estrato porque se deben a un solo fenómeno, las tempestitas debidas a tempestades, las turbiditas 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 un material grueso y luego por otro mas fino lutitico. Se interpretan como ciclos climáticos, en el invierno el único material que llega al fondo es el precipitado, en el verano en las lagunas las corrientes se mueven y se depositan las arenas.

    La ciclicidad es debida a los mismos factores que producen la sedimentación y estratificación, y las podemos resumir en el clima y la tectónica, que provocan cambios del nivel del mar (eustaticos), modifican el fondo de la 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 a los 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 mas calientes 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 influyen en la sedimentación. Las causas autociclicas son fenómenos propios de las cuencas, tempestades, corrientes de turbidez, variaciones de la posición de los canales (desbordamiento). Los cambios dentro de los ciclos, en las causas alociclicas son mas graduales, porque tienen mas tiempo, y en las autociclicas son cambio mas bruscos.

    TRANSGRESIONES Y REGRESIONES MARINAS

    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 la transgresión, 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 se muestre 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 añade datos 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 tiempo determinado.

    MAPAS DE ISOPACAS

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

    Se representan las variaciones de espesor de una unidad litoestratigráfica, a través de líneas de isopacas. Así obtenemos distintas zonas donde se localizan los depocentros, por el mayor sedimento acumulado. Estos mapas se emplean en análisis de cuencas, ya que con el estudio de varias capas sucesivas observaremos como migro 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 son debidas, bien a la terminación de esa unidad, bien a que fue erosionada la unidad, o bien a la modificación tectónica por procesos actuales, que nos marcan hasta donde llegan en la actualidad pero no tienen porque dar hasta donde llegaban antes.

    MAPAS DE CONTORNOS DE ESTRUCTURAS

    Un mapa de contornos de estructuras se puede definir como un mapa topográfico de una superficie seleccionada, 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 de referencia, normalmente isócrono, sobre el que determinamos la altura de las estructuras. Nos muestran la posición espacial de la superficie y lo ideal para construirlo es tener muchos perfiles sísmicos. Tiene interés en estratigrafía, 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 tiempo especifico, en la que se indica con colores, o tramas, diferentes, la distribución areal de cada uno de los tipos de 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 estos mapas observaremos la distribución de las facies, los cambios laterales, las zonas de no deposito o de deposito con erosión...

    Existen mapas donde se cuantifican las facies, es decir, se establece un relación numérica que luego representamos 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 (llamados mapas 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 tiempo concreto del pasado geológico.

    Representan la geografía en un momento dado de la historia mostrándonos los medios sedimentarios. Se suelen 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.

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

    Mapas palinspasticos

    A diferencia de los anteriores mapas que se proyectaban sobre mapas topográficos, los mapas palinspasticos pretenden reconstruir la posición geográfica originaria de los materiales, esto es, la que ocuparían antes del acortamiento 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 a la subsidencia de la cuenca. Las areas donde se acumulan es bordeada por zonas emergidas que haran el papel de 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 fondos profundos (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 marinos someros y continentales. Son zonas subsidentes, que se localizan en margenes divergentes, bajo una subsidencia 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:

    - 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 cuencas intercratonicas (los limites de placas no están relacionados con la formación de la cuenca) en cratones y escudos. 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 puede actuar de forma regular, los sedimentos se depositan a igual profundidad, y nos da por lo tanto espesores de grandes sedimentos. [Los sedimentos someros quedaran enterrados por sedimentos de una profundidad brusca mayor.]

    La subsidencia se debe a varias causas:

    - Enfriamiento de la litosfera, que provoca un adelgazamiento de la litosfera. Afecta sobretodo a litosfera oceánica, 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 zonas convergentes.

    A partir de un centro de expansión (punto triple) las placas se rompen, dando lugar a cuencas. En estos puntos triples tenemos “tres brazos”, uno de ellos falla en la apertura y nos genera la zona de rift, y los otros dos se abrirán 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 corteza oceánica. (ciclo de Wilson, ver dinámica)

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

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

    Cuando hay convergencia el océano se va cerrando y la sedimentación continua en esas zonas, y una vez desaparecido el océano, se forma la cuenca de antepais. Al cerrarse el océano, la corteza oceánica se hunde bajo 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 los sedimentos terrígenos, que forman enormes deltas. Se produce una subsidencia debido al apilamiento de mantos 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 o continental. En ellos podemos ver una zona de plataforma, bordeando a la costa un talud y un borde precontinental, todo sobre corteza continental. En estas cuencas es normal el desarrollo de fallas y grandes deslizamientos.

    Las zonas de margenes que no son, ni convergentes, ni divergentes, están relacionadas a fallas de derrumbamiento, donde a lo largo de la falla se producirá una subsidencia y otras zonas donde hay elevamiento. Estas fallas pueden tener mas de un plano de deslizamiento. Son cuencas con corteza continental y oceánica, con bordes asimétricos, con sedimentación intensa. El movimiento de las fallas nos producirán grandes 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 grandes estuarios, y a lo largo de la de San Andrés hay mas fallas, que nos dan sedimentos aluviales. Estas fallas pueden afectar a las corteza oceánica y continental, pueden por lo tanto tener materiales marinos mas profundos o menos.

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