Estratigrafía

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;
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piroclastos).
La sedimentologia y paleografía son la base de la geología histórica.
DEFINICIÓN DE SEDIMENTOLOGIA
Se la considerado parte de la estratigrafía. Según el glosario AGI, es el estudio de la roca y los procesos 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
Paleoclimatología
Litoestratigrafía
Bioestratigrafía
Cronoestratigrafía
Magnetoestratigrafía
Quimioestratigrafía
Estratigrafía secuencial
Análisis de cuencas
Geología histórica
Geología aplicada
ESTRATIGRAFIA
Petrología
Mineralogía
Sedimentología
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.
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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
BABC
A
Facies, es un conjunto de características litológicas y paleontológicas que permiten diferenciar un conjunto de
estratos de los adyacentes.
OTROS PRINCIPIOS
Horizontaneidad original
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A la hora de la sedimentación los materiales, que mas tarde formaran los estratos, se depositaron horizontal 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
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− Ordenación temporal
− Reconocimiento de discontinuidades
Si podemos identificar las facies podemos observar que varían a lo largo del tiempo (en la vertical), y nos 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
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− cualitativo y cuantitativas (expresar las observaciones de forma numérica)
2) Formulación de preguntas sobre la causa del fenómeno
− ¿cómo? ¿qué? ¿cuándo?
− Preguntas apropiadas
− Nuevas preguntas (de viejos problemas que se plantean de nuevo)
3) Formulación de hipótesis (cual puede se la solución al problema)
− respuestas al problema anterior
− eliminar varias (eliminar las hipótesis que lo expliquen peor)
− explicación de hechos conocidos y producir alguno que halla podido o debería ocurrir.
− búsqueda de nuevos datos que refuercen, modifiquen o desechen la hipótesis
4) Comprobación de la hipótesis
− experimentación
− problema de geología: el tiempo y la extensión
− modelos a escala ( de las condiciones y suceso del problema)
5) Formulación de una teoría
− debe explicar el problema, y además, tener un valor predictivo (de lo que va a suceder)
− Valor universal y grado de probabilidad (posibilidad mas o menos delimitad)
MÉTODO CIENTÍFICO EN ESTRATIGRAFIA
Planteamiento del problema.
Bibliografía especifica (del tema) y regional (de la zona)
Trabajo de campo, laboratorio y gabinete.
1) Observación puntual y lineal
− toma de muestras (litológicas y paleontológicas)
− relaciones entre estratos (contacto erosivo, secuencia normal o invertida...)
2) Interpretación bilineal (serie estratigráfica)
− colocación según el deposito
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− representación grafica
3) Interpretación lineal a superficie
− correlación a lo largo de una superficie de igual edad (espesor de sedimentos...)
− empezamos a definir unidades y modificaciones existentes
4) Interpretación volumétrica
− síntesis estratigráfica (condiciones en que se relleno el medio)
− interpretación paleoambiental, conocimiento de cómo era la cuenca y el area fuente, así como 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)
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− definir unidades estratigráficas
− sucesión temporal y relación geométrica vertical de la unidad
− análisis secuencias
− cartografía estratigráfica
b) de subsuelo
− sondeos mecánicos: muestreo, perfiles.
Nos dan la posibilidad de tocar los materiales y de dibujar la sucesión estratigráfica continua.
− métodos geofísicos:
Basados en la medición de ciertas propiedad físicas y su repuesta a ciertos estímulos. Resistencia eléctrica,
radiactividad, velocidad de propagación de ondas sísmicas o acústicas.
TÉCNICAS DE LABORATORIO Y GABINETE
a) Obtención de datos a partir del análisis de muestras (obtenidas en el campo),
composición, textura, estructuras, componentes biológicos, datación....
b) Análisis de datos primarios.
Tratamiento estadístico.
c) Representación de datos en graficas, (datos de campo y laboratorio).
Visión del problema y condiciones.
Nueva investigación.
Bibliografía
d) Método de investigación
Reproducción de condiciones naturales
PRESENTACIÓN DE RESULTADOS
Ser coherente y ordenada.
Incluir hechos probados, hipótesis y conclusiones intuitivas y definitivas.
Tener el planteamiento del problema a resolver, el desarrollo (metodos de investigación, tratamientos de
muestros...) y la conclusión obtenida.
4 − PROCESOS SEDIMENTARIOS
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PRINCIPALES TIPOS
Procesos exógenos, externos, actuando sobre la superficie terrestre relacionado con procesos endógenos. 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.
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El medio de transporte influye en los materiales transportados, el viento transporta partículas en suspensión,
el agua por el fondo, en disolución, saltación , flotación,,, y un glaciar dentro de la masa.
Una vez en la cuenca las partículas se depositan, empieza la diagénesis que lleva a la compactación de 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
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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:
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− suelos maduros: con horizontes establecidos intensamente lavados en superficie.
− suelos inmaduros: sin tiempo o lluvias para su lavado.
En los suelos actuales aparecen tres horizontes en climas templados y lluviosos, con el cambio gradual.
A − bien lavados, sin sustancias solubles, con materia llamada humus.
B − zonas en los que los climas son semiáridos, hay concentración orgánica de carbonatos concentrados 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....
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− 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).
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− 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
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(coladas). El transporte en el agua puede ser:
− uniforme: totalmente independiente del fondo, la cantidad y tamaño de la carga es uniforme, y no 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
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− de alta densidad: mas rápidas y espasmosas
Cuando la cabeza es mayor, hay mas fricción, que frene el cuerpo, y esto lo compensa con mas altura, 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).
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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.
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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.
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Los limites inferior y superior se pueden clasificar según:
− sus características: superficies netas (erosivas o no) o superficies graduales.
− su geometría: planares o irregulares (onduladas o curvadas).
− su genética: superficies con estructuras de corriente, orgánica, de carga, ondulados con ripples,
bioturbacion, nodulosos...
POTENCIA O ESPESOR
Es la distancia entre las superficies de estratificación que delimitan el estrato, medida perpendicularmente 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.
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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.
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− En cuña
El muro y techo pueden ser planos, pero no son paralelos, a veces el muro es irregular. La continuación 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.
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− C3 Estratificación estratodecreciente y granocreciente.
− C4 Estratificación estratodecreciente y granodecreciente.
En el caso de las rítmicas y cíclicas, hay que indicar cual de las litologías tienen mayor espersor. Rítmicas: a 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
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− internas: en el interior
Según el proceso que lo genera:
− inorgánicas: procesos físicos y químicos
− orgánicas: procesos biológicos
Según el vector fuerza asociado al proceso generador:
− dinámica: física
de vector horizontal (corrientes)
de vector vertical (deformación)
− estática: química y biológica
CLASIFICACIÓN que utilizaremos
1) Estructuras sedimentarias inorgánicas
a) Primarias o sindeposicionales
a.1) Originadas por corrientes
a.1.1) corrientes deposicionales (estructuras deposicionales)
a.1.2) corrientes erosivas (estructuras erosivas)
a.2) Originadas por deformación
b) Secundarias, postdeposicionales o diagenéticas.
2) Estructuras sedimentarias orgánicas
a) Estructuras de bioconstrucción
b) Estructuras de biodestrucción
10 − ESTRUCTURAS DEPOSICIONALES
Se generan por corrientes que erosionan y retrabajan las superficies o lechos. Cuando el lecho es de tamaño 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.
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Las formas de lecho pueden ser:
− lechos planos: − lechos ondulados:
− de régimen de flujo bajo − ripples
− de régimen de flujo alto − megaripples
− antidunas
Los ripples se pueden definir como un conjunto de sucesivas ondulaciones formadas por crestas y surcos, 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.
24
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
25
cajas]
Estratificación cruzada planar de TIPO HERRINGBONE
Se denomina Herringbone o espina de pescado, cuando en dos sets superpuestos el sentido de la corriente 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].
26
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]
27
− 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
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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.
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RILLS MARKS o MARCAS DE ARROLLADA
Son surcos ramificados, de pocos cm. de anchura y mm. de altura. Forman canalillos ramificados que 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
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tiempo de arrastre.
MARCAS DE IMPACTO (discontinuas)
A veces determinadas partículas pueden producir depresiones. En general son de mm. o de un cm. 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
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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
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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.
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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...
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1) Distinguir la estructura general de la textura figurativa o deformativa (no continuos)
2) Definir la estructura (tipo de estructura)
3) Relación de la estructura con el sedimento o roca encajante, (toponomia, composición litológica, tipo 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.
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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
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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
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Los LLH y los SH nos sirven además como criterio de polaridad
13 − ESTRUCTURAS DE DEFORMACIÓN
Falta dar tamaño y forma a los cuadros
Son estructuras postdeposicionales, se producen casi a la vez que la sedimentación.. Se caracterizan por 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
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las capas lleguen a estar invertidas [B']. La escala puede ser de unos pocos centímetros o hasta de metros,
formándose load casts megaripples. Nos sirven como criterio de polaridad y para saber la dirección 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
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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
40
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
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crestas se observan en planta, intersecan unas con otras dando lugar a un modelo poligonal bastante regular.
Debido a la expansión la estratificación se curva hacia arriba, originando fracturas que se rellenan con 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,
42
%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.
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Se distinguen distintos tipos de facies tectónicas:
− Flysch.
Se refiere a una alternancia de litologías o materiales bien estratificados. Se creía que eran 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.
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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:
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− la tasa de sedimentación, velocidad y cantidad de aportes que llegan a la cuenca
− la tasa de subsidencia o hundimiento del fondo de la cuenca.
Teniendo es cuenta estas dos tasas podremos tener tres casos:
− tasa de sedimentación > tasa de subsidencia.
Los cambios de facies se producen hacia facies mas someras, hasta que se termina por llenar la cuenca
− tasa de sedimentación = tasa de subsidencia
Si la cantidad de hundimiento se equilibra con la cantidad de sedimento, tendremos una cuenca homogénea,
no habrá variación de facies en la vertical, ya que el fondo mantendrá su profundidad.
− tasa de sedimentación < tasa de subsidencia
La cuenca seria cada vez mas profunda, y la sucesión seria con facies cada vez mas profundas.
El clima controla el tipo y volumen de aportes, y conjuntamente con la tectónica, tendremos un 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.
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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
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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.
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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.
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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.
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Unidades con formas especiales
f) Unidades de relleno de paleocanales
Son unidades con formas alargadas en una dirección, con escasa continuidad lateral variaciones de espesor. 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.
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Unidades litosísmicas con formas especiales
g) unidades con forma de montículo, el muro es plano y presentan superficies convexas hacia el techo.
h) unidades con clinoformas de tipo hummocky
i) unidades con forma de montículo pero con el techo plano, que se terminan lateralmente de forma brusca.
Son debidos a cuerpos arecifales.
GEOMETRÍA DE LOS ESTRATOS DENTRO DE LAS UNIDADES
Es el estudio de la geometría de los estratos dentro de las unidades litoestratigráficas, es decir, en relación 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
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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
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definitoria (cuando alguno cambio la cenozona desaparece).
Acrozona o zona de extensión (range zone)
Es el conjunto de estratos caracterizados por la existencia total de un determinado taxón, tanto lateral
(espacio) como vertical (tiempo). El valor de la zonación depende de la importancia del taxón (especie <
genero). Se las denomina acrozona de (nombre del taxón).
Los limites están ligados al factor tiempo, pero no tienen porque coincidir con las superficies de isocronia, 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
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escala de unidades donde podamos colocar todos los sucesos habidos durante la historia de la tierra.
Los limites de las unidades cronoestratigráficas deben ser isócronos (= edad). La magnitud de estas 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
eontema
eratema
sistema
serie
piso
zona
Unidades cronogeologicas
eon
era
periodo
época
edad
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
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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
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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
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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
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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)
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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)
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− presencia de superficies rocosas perforadas, de karstificación, de calcretas, paleosuelos....
Las discordancias se reconocen principalmente por criterios geométricos, por la distinta disposición de 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.
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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.
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− Estudio de minerales pesados
Asociación de minerales pesados que dependen de la roca madre, estos varian en función del relieve erosivo.
Normalmente se estudia su fuerte acumulación o la presencia de un unico mineral pesado.
− Estudio de los oligoelementos
Los oligoelementos dependen, de las variaciones en factores climáticos, las variaciones de la salinidad 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.
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8− IDENTIFICACIÓN DE CICLOS
Identificación de ciclos, sobretodo de los alociclicos.
CRITERIOS PALEONTOLÓGICOS
1− BIOESTRATIGRAFICOS
Basados en la presencia de fósiles característicos. Criterio muy utilizado, pero con la delimitación de 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
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métodos: en el fanerozoico: bioestratigráficos y magnetoestratigráficos
en el precámbrico: métodos radiométricos
19 − CICLICIDAD DE LAS SERIES ESTRATIGRÁFICAS
Una secuencia deposicional es un conjunto de estratos limitados por discontinuidades a techo y muro, o 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
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− 5º orden: 0,3−1 m. 100−20 ka
Son ciclos que aparecen en un solo estrato genético. Los mas conocidos son las tempestitas y turbiditas. 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
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Se aplican para procesos que afectan a la línea de costa:
− transgresión: desplazamiento de la línea de costa hacia el continente.
− regresión: desplazamiento de la línea de costa hacia el centro de la cuenca.
Las series transgresivas y regresivas, provocan distintos efectos sobre el sedimento:
− la transgresión se refleja en una profundización, por una subida del nivel del mar.
− la regresión se refleja en una somerización, por una bajada del nivel del mar.
Otros factores que afectan al nivel del mar, según Kukal, son las condiciones bajo las cuales se produce 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
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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.
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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:
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− limites divergentes: que se separan, creación de placa
− limites convergentes: cuando la antigua litosfera se hunde en la astenosfera
− limites transformantes: no hay destrucción no creación de placas.
Pero hay cuencas que no están en estas zonas, como son las que están en zonas de colisión y las 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.
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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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