guia de estratigrafía

Estratigrafia 3136 Carolina Machillanda

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UNIDADES DE TEMPORALES EDAD RELATIVA.- Durante los siglos XVIII, XIX y comienzos del XX, se usaron los procedimientos de datacion relativa (superposicin de los estratos, relaciones de corte y de inclusin, etc.), con el objeto de ordenar y correlacionar los diferentes estratos y terrenos geologicos.

Recodemos el principio de superposicin de estratos, que queda limitado a materiales deformados. Igualmente, el principio de la sucesin faunstica o de correlacin, permite establecer el orden relativo mediante fsiles, haciendo uso de las unidades bioestratigrficas que son basadas en criterios biolgicos: evolutivos y ecolgicos. EDAD ABSOLUTA.- Se establece en rocas mediante la medicion del tiempo transcurrido desde su origen de formacin haciendo usos de mtodos que sirven para cuantificar, expresando en millones de aos. Para obtener estas medidas de cientos o miles de aos, se recurre a una fecha de referencia por ejemplo, el ao 1950, indicndose con las siglas b.p. before present o antes del presente, que es una cifra dada y se cuenta desde esta fecha hacia atrs. Mtodos Radiomtricos: los elementos qumicos se presentan bajo formas diferentes, estables istopos estables (sin cambio a lo largo del tiempo), como istopos inestables tambin denominados radioactivos, estos cambian continuamente desde su formacin, y son los que interesan para cuantificar. La utilizacin de istopos radiactivos para la datacin de materiales geolgicos, se basa en que la desintegracin comienza en el momento de formacin de la roca, y que en rocas igneas coincide con la solidificacin de la roca, pero en rocas sedimentarias el momento se toma desde que el elemento deja de estar en contacto con la atmsfera o hidrosfera.

Mtodos ms utilizados en datacin y las rocas en que se practican:

Potasio-Argn, para esto se utiliza el istopo Ar-40, tomado sobre muestra total o minerales de rocas volcnicas, esta cubre la totalidad del registro geolgico. Rubidio-Estroncio, para esto se utiliza el istopo Rb-87, y se aplica sobre minerales de rocas gneas y metamrficas de cualquier edad. En rocas gneas data la edad de solidificacin de la roca; en rocas metamrficas dan la ltima etapa del metamorfismo. Uranio-Thorio-Plomo, cubre la totalidad del registro geolgico y se aplica fundamentalmente sobre rocas gneas y con minerales de circn. Carbono-14, se puede aplicar sobre materia orgnica de sedimentos, la limitacin del mtodo es que directamente es confiable hasta 35.000 aos (vlido en arqueologa y en procesos geolgicos muy recientes). Para cubrir dataciones de sedimentos del resto del Cuaternario, se ha utilizado otros mtodos como Thorio-230 / Protactinio-231, y Uranio-234 / Thorio-230 / Radio-226. Estos mtodos se han aplicado, con buenos resultados sobre muestra total de sedimentos marinos profundos; se basa en que los elementos radioactivos proceden del agua del mar, y comienzan su desintegracin cuando quedan aislados del agua marina, es decir cuando se depositan.

Mtodos de datacin basados en Huellas de fisin:

La desintegracin espontnea fisin de algunos elementos radioactivos denominados padres, como los son los del grupo de uranio (238U, 235U y 232U). Estos emiten radiaciones en forma espontnea, y se convierten en un ncleo ms estable de un elemento diferente llamado ncleo hijo, cuyo impacto, ocasiona en los minerales unas huellas lineales que se han denominado trazas o huellas de fisin.


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El elemento o istopo ms conocido y de mayor aplicacin es el U-238, que aparece en minerales como: circn, apatito, epidoto, granate, cuarzo, feldespatos, piroxenos, etc.; y que quedan afectados por el efecto (bombardeo) que sufren en su interior, que al fusionarse espontneamente el 238U en dos ncleos (con masas 96 y 140) estos viajan en direcciones opuestas a travs de la estructura cristalina arrancando electrones de tomos prximos. Lo ms interesante es que estas trazas lineales ocasionadas, son visibles al microscopio ptico, siendo sometidas a una tcnica especial de cido en la seccin fina, que aumenta las dimensiones de huella. La datacin se logra midiendo la cantidad de huellas de fisin por unidad de superficie, (haciendo un anlisis de conteo controlado) y dividiendo por la concentracin de uranio del mineral. ste mtodo ha suministrado excelentes resultados para rocas volcnicas del Mioceno, y el Cuaternario. Ciclos orbitales o ciclos de Milankcovitch.- La cicloestratigrafia es la rama de la estratigrafia que estudia las variaciones ciclicas de patrones de sedimentos producidas por procesos tectnicos y climaticos, y su posible relacin astronmica ( la tierra y los diferentes movimientos peridicos, y relaciones con el sol). Teora de Milankovith.- La inclinacin del plano ecuatorial de la Tierra con respecto a la eclptica (plano de su rbita) mejor expresada como la inclinacin del eje de rotacin de la tierra, afecta el clima. La direccin de este eje de rotacin no est fija en el espacio inercial modulando por ello los patrones de las estaciones, afectando la cantidad de luz y calor que incide en la superficie de la tierra proveniente de la radiacin solar. La inclinacin del eje de rotacin de la tierra vara entre 22.1 y 24.5 grados a lo largo de perodos de (media de) de 41 mil aos, el eje de rotacin adems precede alrededor del polo norte eclptico con perodos aproximados de 19 mil a 21 mil aos (media). La rbita de la tierra tambin cambia ligeramente su excentricidad con el tiempo en perodos de 90 mil a 100 mil aos (media de tiempo). Estos factores causan cambios en el clima en lo que se conoce como ciclos de Milankovitch. tambin se observa una variacin secular (un decremento y no una oscilacin) en la excentricidad de la rbita de la tierra conforme transcurren sus ciclos de 90-100 mil aos. Hace 200 mil aos la excentricidad estaba cercana al valor 0.05, hoy ste valor es cercano a 0.017, en su ciclo actual la excentricidad disminuye hacia el valor 0.005 lo que har en aproximadamente 25 mil aos. Actualmente el perihelio ocurre en o muy cercano al 3 de enero y el afelio ocurre en o muy cercano a julio 4, la distancia al perihelio y la distancia al afelio difieren en slo 3% (aproximadamente 5 millones de kms) equivalente a una diferencia en insolacin de 6% en los meses de enero y julio, pero cuando la rbita tiene una forma ms elptica con excentricidad cercana a 0.06 las distancias al perihelio y al afelio pueden llegar a diferir entre un 20% y un 30%.

En relacin con la oblicuidad (inclinacin del eje de rotacin) actualmente su valor es aproximadamente 23.5 que continuar disminuyendo al avanzar el ciclo por lo menos por los prximos 10 mil aos hacia un valor aproximado de 22.5 a partir del cual empezar a incrementarse. sto modifica la intensidad y duracin de las estaciones, estas variaciones pueden ser observadas en varvas de depsitos lacustres, tambin en sedimentos pelgicos lluvias - sequias. En epocas de lluvias se debera esperar un mayor aporte de clsticos y menor precipitacin de carbonatos, y en pocas de sequias cambios en la tasa de aporte de sedimentos y una mayor precipitacin de carbonatos.

La teora de Milutin Milankovitch fue ignorada por casi 50 aos, hasta que en 1976, un estudio del cambio de la temperatura publicado en la revista Nature por los investigadores Hays et al, por medio del anlisis de ncleos de sedimentos marinos profundos, abarcando un perodo aproximado de 450 mil aos se hall que la teora de Milankovitch de hecho corresponde a variaciones de cambio climtico.


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Datacin por Quimioestratigrafa Isotpica.- La quimioestratigrafa es la rama de la estratigrafa encargada del estudio e interpretacin de la composicin geoqumica de las rocas sedimentarias que se ubican en la columna estratitrfica o en un unidad particular de esta lateramente. Sirve como criterio para la interpretacin gentica en rocas sedimentarias, para correlaciones entre unidades, de all toma su nombre quimio-estratigrafia, y sobre todo por que permite correlaciones en intervalos de tiempo pequeos se aplica bien en sedimentos cuaternarios. Parte del estudio en rocas de una columna estratigrfica, determinandose en los sedimentos su composicin en subdivision de elementos mayoritarios en los casos (slice - carbonato) y minoritarios (materia orgnica, elementos trazas,etc.). Sus limitaciones radican en la escasa o nula representatividad de la roca total, y las posibles modificaciones que sufre la roca mediante la diagensis. Se trata de una tcnica que abarca los ultimos 300.000 aos con un error de + 2500 aos. Se usa para este estudio los isotopos estables que aparecen en las conchas de organismos calcreos, y se establecen curvas de relacin existente entre los isotopos O18 /O16. Estas curvas son correlacionadas con las curvas de Milankovitch. Se aplican bien en sedimentos cuaternarios.

La Escala del Tiempo Geolgico.- Tomando como punto de partida la escala de tiempo relativo obtenida a partir de las unidades bioestratigrafica, la posibilidad de obtener una escala calibrada del tiempo geolgico pasa por la datacin de lmites cronoestratigrficos en trminos de edad expresada en aos o sus mltiplos. La incorporacin de edades absolutas a la escala del tiempo relativo, se hace mediante los datos proporcionados por ciertas tipo de rocas como en coladas volcnicas, antiguos fondos marinos, y rocas plutnicas. Se tiene entonces, que las herramientas en que se basa la escala de tiempo geolgico, son los principios bsicos estratigrficos de superposicion de estratos, los fsiles, combinados con los mtodos de isotopos radiactivos, e inversin del campo magntico terrestre. Ya en el siglo XVIII los naturalistas de la poca haban organizado divisiones del terreno (primarios, secundarios y terciarios) que, aunque esencialmente litolgicas, solan tener un cierto sentido temporal. En las primeras dcadas del s. XIX, los naturalistas europeos comenzaron a aplicar los principios definidos por Steno a las series sedimentarias, organizando sucesiones locales de rocas que pronto se intentaron correlacionar a la escala de continente.

Las divisiones bsicas se llamaron eras, y se dividan en sistemas y series. Los criterios para el establecimiento de divisiones fueron tectnicos (presencia de discordancias o disconformidades), sedimentolgicos (por cambio en el rgimen de depsito), y paleontolgicos (relevo importante de faunas fsiles).

El gigantesco trabajo de los estratgrafos del s. XIX result en una proliferacin de escalas que en general slo tenan un valor regional. Aunque pronto se decret la meta de conseguir una escala universal, hacia el final del siglo comenz a abundar la evidencia de que no haba ningn acontecimiento geolgico que sucediese en todo el mundo al mismo tiempo. De esta forma fueron creciendo en paralelo dos escalas de la historia de la Tierra: una estratigrfica, para las rocas y su fauna asociada, y otra cronolgica, para el paso de un tiempo que no se saba como medir (lease ms adelante sobre la Escala Geocronolgica Universal de Referencia).


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UNIDADES CRONOESTRATIGRAFICAS - GEOCRONOLOGICAS.-

La GEI (1994), las define como cuerpos de rocas que se formaron durante un intervalo de tiempo geolgico, y que incluye cualquier material formado. Es una unidad subjetiva, por no ser observables, sino por el intervalo de tiempo involucrado, y se refieren a los estratos que se hn depositado durante un tiempo determinado, por lo que son unidades materiales. Mientras que las unidades geocronolgicas son divisiones puramente temporales, intangibles (de tiempo), aunque estn relacionadas con las primeras o se consideren sus equivalentes. Son de extensin mundial y de lmites isocronos, y su jerarquias vienen dadas por:

U. CRONOESTRATIGRAFICAS U. GEOCRONOLOGICAS Eontema En Eratema Era Sistema Perodo Serie poca Piso Unidad Fundamental Edad Unidad Fundamental Subpiso Subedad Cronozona Cron

El estratotipo, requiere de fcil acceso, seccin muestreada bien estudiada, y como requisitos bsicos se tienen dos:

Requisitos geologicos: seccin bien expuesta, de espesor adecuado, con sedimentacin continua, velocidad de sedimentacion para reconocer diferentes eventos (espacio-tiempo), no tectonizada, que no haya sufrido mucha diagnesis.

Requisitos bioestratigrficos: secciones marinas fosilferas y de contenido abundante.

Establecidas las Unidades Geocronolgicas como las unidades de tiempo geolgico, y equivalentes a las Unidades Cronoestratigraficas materiales, se necesitan dimensiones, y se proponen con el nombre de unidades GEOCRONOMETRICAS (o cronomtricas), que designa a cada unidad estratigrfica establecida por divisiones de tiempo expresada en aos, o sus mltiplos, normalmente se refieren en millones de aos. La ordenacin temporal de todas las unidades geocronolgicas, desde la ms antigua a la ms moderna, constituye la Escala Geocronolgica Universal de Referencia.

Si muchas de estas divisiones no son universales, cmo se ha podido llegar a una escala cronoestratigrfica nica?. La respuesta es que la moderna escala de tiempos geolgicos es una suma generalizada de acontecimientos geolgicos planetarios (los menores), continentales (algunos), y regionales (la mayora).

La poltica de la Unin Internacional de Sociedades Geolgicas (IUGS), tiene como fin, establecer los llamados Estratotipos Globales de Lmites, o lmites que son reales slo en determinados puntos de la tierra, y en el resto, slo son una fecha que no coincide con ningn acontecimiento geolgico especfico. Lo ms comn o natural es utilizar las unidades geocronolgicas, para las grandes divisiones, que ordenadas de mayor a menor son: eones, eras, perodos, pocas, y la estratigrficas, para las divisiones de menor rango, que de mayor a menor son: series, pisos, zonas.

En: es la unidad geocronolgica de mayor intervalo en la escala de tiempo geolgico. Se distinguen tres eones: Arcaico, que abarca desde hace unos 3.800 m.a., hasta 2.500 m.a., Proterozoico, desde 2.500 m.a. hasta 570 m.a., y Fanerozoico, que se extiende desde hace 570 m.a. hasta la actualidad.


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Anteriormente, se solia dividir en dos eones criptozoico (vida oculta) divisin de la historia de la tierra comprendida entre el orgen del planeta y la aparicin de los primeros protozoos, y fanerozoico (vida visible).

Eontema: es la unidad cronoestratigrfica superior, aunque no se suele utilizar, pues debido a su magnitud no es til como para divisin de estratos. Los eones, a su vez, se dividen en eras (u.g.) eratemas (u.c.), definidas a partir de grandes discordancias que sealan el inicio de distintos ciclos orognicos.

As, el Fanerozoico lo integran tres eras geolgicas que son: Paleozoica, desde 570-245 m.a; Mesozoica, desde 245-65 m.a.; Cenozoica, desde 65 m.a. hasta la actualidad.

Eras: del Fanerozoico, a su vez, se dividen en perodos (u.g.) unidades geogronologicas sistemas (u.c) unidades cronoestratigrficas. Estn basados en estratos que afloran en diversos pases europeos y en los EEUU., dnde se desarroll el trabajo estratigrfico de clasificacin. Los nombres se refieren a su orgen geogrfico y en alguno de los casos, a caractersticas especficas de los estratos, como la litologa. Tambin hay ciertas formas en la escritura, se utiliza la terminacin ico para los sistemas (Ordovisico, Jursico, Cretcico, etc.). Por otro parte, el sistema llamado Terciario, engloba a los sistemas Palegeno y Negeno de la escala actual.

Series: desde un punto de vista material o estratigrfico, se traducen como inferior, medio y superior, aunque desde un punto de vista meramente cronolgico (pocas) sera preferible caracterizarle como inicial, medio y final.

Piso: unidad fundamental de las unidades cronoestratigraficas. Consiste en un conjunto de rocas estratificadas que se han formado durante un intervalo de tiempo determinado. Ha de estar muy bien definido, por lo que es imprescindible que est referido a una seccin tipo o estratotipo. No obstante, el problema principal es en la determinacin de sus lmites, por lo que se tiende a definir los estratotipos de los lmites del piso. La unidad geocronolgica correspondientes es la edad, y su denominacin es la misma que la del piso equivalente.

Como terminologa se suele utilizar en castellano la terminacin -ense para los pisos como (Cenomaniense, Turoniense, etc.). Normalmente se denomina con el nombre geogrfico donde fue o est establecido el estratotipo.

Cronozona: son los estratos depositados durante el tiempo de existencia de una taxn (zonas bioestratigraficas) determinado, aunque no est presente de forma fsica. La denominacin de esta unidad se realiza aadiendo a la palabra cronozona el nombre de la especie que lo caracteriza. La unidad geocronolgica correspondiente, es el cron, se denomina de la misma forma.

POLARIDAD MAGNTICA TERRESTRE.- Desde hace mucho tiempo los cientficos saben, que el polo magntico, se mueve o est en constante cambio. James Ross, en 1813, localiz el polo por primera vez, tras un viaje por el rtico durante el cual su barco qued encallado en el hielo durante cuatro aos. Despus de l, nadie regres al polo hasta el siglo siguiente. En 1904, Roald Amundsen encontr el polo de nuevo, y descubri que se haba movido al menos 50 km, desde los das de J. Ross.

Otro cientifico Larry Newitt del Servicio Geolgico de Canad, observ que el polo sigui movindose durante el siglo XX en direccin norte, y a una velocidad de 10 km por ao, acelerando ltimamente "hasta 40 km anuales", a ste ritmo abandonara Norte Amrica en busca de Siberia en unas pocas dcadas.


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UNIDADES MAGNETOCRONOESTRATIGRAFICAS.- Donde primero se detect fue en los fondos ocenicos, donde se observ que a partir de los centros ocenicos (dorsales) los materiales mostraban una orientacin simtrica e inversa, de los minerales, sobretodo de los que contengan hierro. Los cambios del campo magnetico terrestre han sido simultaneo en toda la tierra, y por tanto pueden ser utiizados como criterios de cronocorrelacin, luego son muy utilizadas en geologa. Se sabe que estos cambios producen variaciones tanto en la inclinacin (intensidad) cmo en la declinacin (polaridad), y quedan registrados en los depsitos volcnicos estableciendo una serie de polaridad cambiante. Por convencion se representa en negro la polaridad normal, y en blanco se representa la polaridad invertida. La polaridad normal: el norte geogrfico coincide con el norte magntico. La polaridad invertida: el norte geogrfico coincide con el sur magntico.

El primer problema que surge para estas unidades es que el paleomagnetismo de la roca puede ser primario o secundario, ya que el magnetismo original puede ser alterados por

procesos fsicos, qumicos y biolgicos por bioturbacin. Como tcnica de datacin abarca hasta 4ma, esto permite dividir a la escala magnetoestratigrafica en intervalos de tiempo, llamados cronozonas de polaridad, que se nombran desde la mas moderna hasta el Aptiense como, desde la C1 a la C34 (vease en la figura proxima), y desde el Aptiense inferior al Calloviense desde la CM0 y CM1 a la CM29. Tiene la ventaja de que es una unidad objetiva, y que sus limites son iscronos (iguales tiempos) a escala mundial, diferencindose en funcin del cambio de polaridad.

Luego esta unidad se definira como un cuerpo rocoso caracterizado por presentar caractersticas de magnetismo remanente y diferente a los materiales adyacentes. Estn basados en el hecho de que los polo magnticos terrestres han ido cambiando a lo largo de la historia y stos cambios han sido simultneos en toda la tierra y por lo tanto pueden ser utilizados como criterio de cronocorrelacin.

La unidad fundamental es la zona de paleomagnetismo, caracterizado por la polaridad que tenga en el estratotipo. La zona puede ser homognea en cuanto a la polaridad, o ser una mezcla de inversiones.


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Las unidades de tiempo correspondientes a una cronozona de polaridad es un cron, y las divisiones de rango menor correspondientes a las zonas de polaridad se llaman subcrones. Los estudios sobre paleomagntismo pueden realizarse en sedimentos cuaternarios, es una manera de valorar su edad, y acotar el marco temporal en el que se produjeron los diversos procesos de depositacin, asi como la evolucin de los mismos. UNIDAD MAGNETOESTRATIGRAFICA.- El codigo Estratigrafico Norteamericano (NASC 1983), las define como unidades delimitadas de la infra y suprayancentes por tener diferentes, algunas, de las propiedades del magnetismo remanente. UNIDAD DE MAGNETOPOLARIDAD POLARIDAD MAGNETICA.- El Cdigo Estratigrfico Norteamericano (NASC 1983), la define como unidad magnetoestratigrfica o cuerpo de rocas que se distinguen o delimitada de las rocas infra y suprayacente por la polaridad magnetica remanente. UNIDAD DE POLARIDAD MAGNETOESTRATIGRAFICA.- La Guia Etratigrafica Intenacional (GEI 1994), las define como el conjunto de rocas caracterizadas por su polaridad magnetica primaria diferenciable a los estratos infra y suprayacentes. Es importante porque se considera como evento de extension mundial, debido a que en todos aquellos lugares donde se esten formando rocas existen cambios en la polaridad mgnetica . Los lmites son isocronos (o de igual tiempo) y en cuanto su jerarqua se considera como unidad fundamental a la Zona de Polaridad Magntica quedando como de rango intermedio entre:


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Superzona de Polaridad Magntica Zona de Polaridad Magntica UF Subzona de Polaridad Magntica Es fundamental definir su ESTRATOTIPO, porque su extension es relevante, y donde se observan cambios de Polaridad Magnetica, encontrandose en afloramientos terrestres referidos a piso oceanico. NOMENCLATURA se propone que se denoten con un: luego de definir el estratotipo, la Jerarquia + Polaridad (normal invertida - o mixta) + localidad geografica. La CNNA 1983, propone que sean unidades informales ya que se pueden relacionar con las unidadesa cronoestratigraficas y las geocronologicas.

Unidad de Magnetopolaridad

Grupo de rocas con polaridad remanente diferente a los estratos adyacentes

Superzona de Polaridad Zona de Polaridad UF Sbzona de Polaridad

Unidad de Polaridad Cronoestratigrafica

Grupo de rocas que registran la polaridad magnetica de las rocas para un momento dado

Superzona de Polaridad Cronozona de Polaridad UF Subcronozona de Polaridad

Unidad de Polaridad Cronologica

No son unidades materiales, son divisiones en el tiempo geologico segun todas las inversiones del campo magnetico

Supercron de Polaridad Cron de Polaridad UF Subcron de Polaridad

UF : unidad fundamental UNIDADES DIACRONICAS.- El Codigo Estratigrafico Norteamericano (NASC 1983), las define el como una unidad de tiempo geolgico que comprende los intervalos o tramos desiguales de tiempo correspondientes a una unidad rocosa o a u conjunto de ellas, definidas no en sus lmites diacrnicos. Incluye el equivalente temporal o representado por una unidad determinada como unidades litoestratigraficas, U. bioestratigraficas, U. aloestratigraficas, y U. pedoestratigraficas. La unidad fundamental es el diacrn y no es jerrquica. Se denomina lmite diacronico al lmite entre dos unidades estratigrficas que corta a la isocrona, y lmite sincrnico al lmite entre unidades estratigrficas coincidentes con su superficies de igual tiempo (isocrnas). Un ejemplo de una unidad diacrnica es aquel que corresponde a un cambio lateral de una unidad litoestratigrafica a otra. Por su rango se puede diferenciar dentro de las unidades diacrnicas el episodio (rango mayor) y la fase (rango menor). Ejemplos.- Final de la guia. CONCEPTO DE FACIES EN ESTRATIGRAFIA.- Tomado y modificado de J.A.Agueda-2004 -VERA 1994 Gressly en 1838, introduce el concepto de facies quien lo definio como los aspectos litolgicos y paleontolgicos de una unidad estratigrfica. En algunos casos se ha utilizado en sentido abstracto y por tanto adimensional (propiedades que caracterizan a unos materiales estratificados, en el sentido original). Reguant, 1971, define el concepto de facies de forma abstracta como el conjunto de caractersticas litolgicas (composicin, textura y estructuras sedimentarias) y


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paleontolgicas, que definen a dicha roca y permiten distinguirla de las dems. La discusin y revisin de este concepto permite subdividirlas en descriptivas y en las que tienen referencia cronoestratigrfica. Facies descriptivas: corresponde al significado original de Gressly ya que se refieren al

aspecto de un estrato o conjunto de estratos. Su definicin debe hacerse a partir de la litologa, geometra, textura, color, estructuras sedimentarias y fsiles, destacando aquellos parmetros que sirvan para su posterior interpretacin gentica. En la literatura geolgica son de frecuente utilizacin : ej. calizas nummulticas, etc.

Facies con referencia cronoestratigrfica: es una utilizacin especfica del concepto de

facies, para aspectos descriptivos e incluso genticos, pero que se aplica a materiales de una edad determinada. En algunos casos se utilizan trminos que corresponden designan facies de amplia distribucin superficial como por ej., facies Griotte, Culm, Ammontico Rosso, etc.

Fu Selley (1970) quien defini una facies como un conjunto de rocas sedimentarias que puede ser definido y separado de otros por su geometra, litologa, estructuras sedimentarias, destribucin de paleocorrientes, y fsiles. Bosellini et al. (1989), llevan el trmino facies a su ltimo extremo, definindola como una unidad deposicional fundamental y de menor rango, al considerarla como: un cuerpo sedimentario de espesor mtrico, constituido por uno o varios estratos y caracterizados por sus rasgos litolgicos (composicin y textura) y estratigrficos (espesor, geometra, estructuras sedimentarias y fsiles). Aunque las dos acepciones citadas, abstractas (sin referencia a materiales) y concreta (referida a materiales) son diferentes conceptualmente, muestran afinidades ya que utilizan las propiedades descriptivas, bien sean sin dimensiones o para el cuerpo rocoso formado por materiales con las mismas dimensiones. En la actualidad las diferentes escuelas anglosajona optan por la acepcin concreta y se refieren con el trmino facies a cuerpos de roca. Por ello la utilizacin preferente de facies en su sentido concreto por las escuelas de mayor prestgio en Estratigrafa y Sedimentologa, aconseja este uso del trmino facies. TIPOS DE FACIES .- LITOFACIES : se refiere a el conjunto de aspectos litolgicos (no los paleontolgicos) de un conjunto de estratos y por extensin a las condiciones fsico-qumicas (no biolgicas) deposicionales. As se puede hablarse de una litofacies por ejemplo de caliza ooltica, areniscas glauconitica, etc. BIOFACIES : se refiere a los aspectos paleontolgicos y a las condiciones biolgicas reinantes durante el depsito ej., facies de nummmulites, facies de radiolarios, etc. MICROFACIES: este trmino es usado en la indrustria petrolera, y se refiere a la observacin microscpica de las caractersticas litolgicas, paleontolgicas y correlativamente a las condiciones genticas que controlaron su depsito. El xito de este trmino est en que permite la correlacin entre muestras de campo y de sondeos, y adems permite el estudio de aspectos no visibles a simple vista, que facilitan la interpretacin gentica del sedimento. ELECTROFACIES: estn basadas en caractersticas de los materiales del subsuelo, obtenidas a partir de diagrafas. Serra (1972) y Serra y Abbott (1980) definen el trmino electrofacies como el conjunto de las respuestas de las diagrafas que caracterizan un estrato y permiten que ste pueda ser diferenciado de los otros que le rodean (perfiles de pozo). Generalmente se compara con la respuesta de un ncleo con el perfil de rayos gammas, y asi, se extrapola al


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resto de un campo en subsuelo, es til para la determinacin de un mapa paleoambiental, previa correlacion estratigrfica del area. FACIES SSMICAS: se utiliza para designar el conjunto de propiedades observables en un perfil ssmico para un estrato o conjunto de estratos. Las propiedades a destacar son la configuracin, la continuidad, la amplitud, la frecuencia, y la velocidad del intervalo. Las facies ssmicas estn controladas por las litofacies de los materiales y sobre todo por la geometra de la estratificacin. El volumen ocupado por los materiales de una misma facies ssmica, es lo que se llama unidad litossmica, de estas se pueden diferenciar hasta tres tipos de facies en funcin de la geometra de los reflectores ssmicos. PETROFACIES: este trmino se utilizan los profesionales de la petrofisica (en la industria petrolera), los cuales caracterizan en forma de facies las propiedades de permeabilidad, porosidad, arcillosidad, etc., que diferencia un tipo de roca de otro. Adems de la utilizacin de los trminos LITOFACIES se usa el concepto de LITOTOPO, para designar las reas donde se depositan o depositaron los materiales con la misma litofacies, es decir un mapa de distribucin de sedimentos. Cuando se representa un cuerpo rocoso en tres dimensiones (3D), se denomina LITOSTROMO=LITOSOMO. Se tiene tambien, que de acuerdo a las biofacies se usa el concepto de BIOTOPO, al rea ocupada por sedimentos con la misma biofacies, para un momento de tiempo determinado. Existen relaciones laterales de facies como son los acuamientos, interdigitaciones, o capas con geometrias de lentes, y relaciones verticale que generalmente vienen dadas por contactos faciesfactransicionales, gradacionales,..etc. MAPAS ESTRATIGRAFICOS.- Con el nombre genrico de mapas estratigrficos se denominan a todos los tipos posibles de mapas geolgicos en los que se muestre la distribucin areal, la configuracin o el aspecto de una unidad o superficie estratigrfica (en tiempo). Se representan entonces unidades litoestratigrficas y litodmicas, a los cuales se le aade datos tectnicos (cabalgamientos, pliegues, fallas), se refiere a un rea geogrfica determinada (habitualmente a una cuenca), y a diferencia del mapa geolgico nos referimos a un intervalo de tiempo determinado. Se tienen entonces: mapas ispacos, mapas de contorno de estructuras, mapas de facies, mapas de palegeografa, mapas palispticos, entre otros.. MAPAS DE ISOPACOS: los mapas isopacos son mapas en los que se expresan las variaciones de espesor de una unidad estratigrfica. Se representan las variaciones de espesor de una unidad litoestratigrfica, a travs de lneas de isopacas. As obtenemos distintas zonas donde se localizan los depocentros por el mayor sedimento acumulado. Estos mapas se emplean en anlisis de cuencas, ya que con el estudio de varias capas sucesivas observaremos como migr la cuenca, y tienen inters econmico. Las lneas de valores cero indican el fin de la unidad litoestratigrfica, nos marcan su extensin. stas lneas son debidas bien a la terminacin de esa unidad, a que fue erosionada la unidad, o a la modificacin tectnica 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: se puede definir como un mapa topogrfico de una superficie seleccionada, esencialmente de una superficie de separacin entre dos unidades estratigrficas.


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Son mapas topogrficos de una superficie seleccionada, que para realizarlos hay que determinar un nivel de referencia, normalmente iscrono, sobre el que determinamos la altura de las estructuras. Nos muestran la posicin espacial de la superficie y lo ideal para construirlo es tener muchos perfiles ssmicos. Tiene inters en estratigrafa, en tectnica y en geologa econmica. MAPAS DE FACIES: definidos como una representacin grfica, referida a un intervalo de tiempo especfico, en la que se indica con colores, o tramas, diferentes, la distribucin areal de cada uno de los tipos de facies. Son mapas cualitativos (solo facies) o cuantitativos (solo nmeros). Es la proyeccin sobre una superficie, sobre la topografa, de la distribucin de las facies en una zona determinada y para unidad de tiempo. En estos mapas observaremos la distribucin de las facies, los cambios laterales, las zonas de no deposito o de deposito con erosin... Existen mapas donde se cuantifican las facies, es decir, se establece un relacin numrica que luego representamos en el mapa. Se suelen superponer a un mapa de isopacas para mejorar el estudio. Por ejemplo: un mapa con lneas de valor de un componente, porcentaje de calizas o porcentaje de areniscas. Tambin de valores del componente en relacin con una sucesin o columna o valor absoluto por espesor (llamados mapas de isolitas), y los mas frecuentes son los mapas de tres componentes (tringulo de composicin) . MAPA DE PALEOGEOGRAFIA: son mapas palegeogrficos, es un mapa en el que se representa la geografa fsica reconstruida para un tiempo concreto del pasado geolgico. Representan la geografa en un momento dado de la historia mostrndonos los medios sedimentarios. Se suelen hacer mapas sucesivos para observar el relleno de una cuenca. MAPA GEOLGICO, O PALEOGEOLGIA: se podra definir como el mapa geolgico para un momento del tiempo geolgico. Requiere una amplia informacin sobre la geologa del subsuelo. Representa la distribucin de los materiales en un momento dado, por debajo de una superficie de discontinuidad. Nos da el mapa como si lo hubisemos hecho en el pasado. Tienen inters en zonas de mas o menos erosin, zonas geogrficas del pasado. MAPAS PALINSPASTICOS: a diferencia de los mapas anteriores que se proyectaban sobre mapas topogrficos, los mapas palinspasticos pretenden reconstruir la posicin geogrfica originaria de los materiales, esto es, la que ocuparan antes del acortamiento por pliegues y cabalgamientos. Son la reconstruccin de la unidad antes de la deformacin. PRINCIPIOS DE ESTRATIGRAFIA SECUENCIAL.- SISMOESTRATIGRAFIA o ESTRATIGRAFIA SISMICA : se refiere a el estudio con la ssmica (mtodo geofsico indirecto para el reconocimiento en subsuelo de distintos tipos de cuerpos rocosos que se obtienen por reflexin y con registros elctricos), relacionado con la estratigrafa para establecer un posible modelo geolgico. Con el estudio se identifican discontinuidades y patrones de ondas ssmicas, intervalos de secciones estratigraficas con determinados patrones, definicin de facies ssmicas, cambios en escalas de tiempos que implican relacin con la correlacin con pozos, etc. El anlisis de secuencias ssmicas es la metodologa que consiste en subdivisiones de la seccin ssmica en conjunto de depsitos limitados por superficies de discontinuidad y que corresponden a grupos de reflexiones mas o menos concordantes y de caractersticas similares. Por su parte el anlisis de facies ssmicas consiste en la descripcin e interpretacin del ambiente de depositacin a partir de las caractersticas ssmicas de las reflexiones que constituyen la secuencia ssmica. LA ESTRATIGRAFIA SECUENCIAL.-


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Vail et al 1987, mencionan que es una metodologa que permite definir un cuadro cronoestratigrafico a la escala global, basandose en la datacin precisa de las lneas de tiempo delimitadas por discordancias de origen eusttico, que limitan unidades genticas de depositacin. La estratigrafia por secuencia ayuda a entender los parmetros de la formacin de la cuenca. El objetivo bsico consiste en el reconocimiento dentro de los materiales que constituyen el relleno de una cuenca sedimentaria, de unidades o conjuntos de estratos limitados por superficies que marquen un cambio en las condiciones geneticas que afecte al conjunto de la cuenca. A estas unidades se les denomina UNIDADES GENETICAS. En otras palabras se entiende como el estudio o anlisis estratigrfico de conjuntos sedimentarios delimitados por discordancias y/o sus equivalentes. Estos conjuntos estn controlados por cuatro (4) variables principales: 1 Subsidencia. 2 Eustatismo. 3 Aporte de sedimentos. 4 Clima. SECUENCIA: constituye la huella estratigrfica de los ciclos de tercer orden (ver ciclos eustaticos ms adelante). Un limite de secuencia es una superficie relacionada con un cambio en el nivel del mar. Corresponden a una sucesin ms o menos concordante de estratos o reflectores ssmicos de connotacin estratigrfica, genticamente relacionados y delimitados en el tope y la base por discordancias o sus superficies correlativas equivalentes. Cada secuencia sedimentaria est constituda por una sucesin de sistemas que se acumulan entre dos caidas consecutivas del nivel eusttico. Una discordancia, en estratigrafa secuencial representa una superficie de erosin, generada por una caida relativa en el nivel del mar. Las discordancias pueden ser generadas tambin por levantamiento tectnico. EUSTATISMO son variaciones globales del nivel del mar medidas con respecto al centro de la tierra y, originadas por cambios en el volumen de agua y/o del volumen de las cuencas (1.2-1.5 cm/1000 aos). LOS CAMBIO EUSTATICOS son variaciones de nivel promedio del mar o variacin relativa a la escala del globo terrestre, durante un perodo especfico de tiempo geolgico. El trmino relativo puede ser aplicado, ya que uno de los factores que producen las variaciones eustticas es la subsidencia trmica asociada a la expansin ocenica. Las variaciones del nivel del mar se deben principalmente a: 1.- Cambio del volmen de agua de los ocanos. 2.- Cambio del volmen de las cuencas. EL ESPACIO DISPONIBLE, es el espacio potencialmente existente entre el fondo marino y el nivel del mar para la acumulacin de sedimentos. El espacio disponible es funcin del eustatismo y la subsidencia. Los cambios del espacio disponible se traducen en cambios relativos del nivel del mar. SISTEMA DEPOSITACIONAL, es un conjunto tridimensional de litofacies genticamente interrelacionado (ambientes sedimentarios, procesos, etc.), son usados en geologa para subdividir, correlacionar y cartografiar las rocas. SISTEMAS ENCADENADOS, son grupos de sedimentos depositados en el mismo intervalo de tiempo.


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SISTEMA ENCADENADO DE BAJO NIVEL LST, exposicin de la plataforma, es un volumen de estratos genticamente relacionados, limitados en la base por una discordancia tipo 1 o su superficie correlativa, y en el tope por una superficie transgresiva de erosin. Los depsitos asociados : rellenos de canales incisos, cua progradante, abanicos de pie de talud, depsitos turbidticos. SISTEMA ENCADENADO TRANSGRESIVO, est limitado en la base por una superficie transgresiva de erosin, y en el tope por una superficie de mxima inundacin. Los depositos asociados: arenas costeras y lagunares con sellos de arcillas transgresivas, depsitos estuarinos, progradacin deltaica cuando el ascenso del nivel del mar es ms lento. SUPERFICIE DE MAXIMA INUNDACION, superficie que separa el sistema transgresivo del prisma o cua de alto nivel. Puede ser definido tambin, como la superficie que separa el evento transgresivo del regresivo, al existir condiciones geolgicas de nivel relativo del mar alto. Esta superficie est siempre fosilizada por una superficie basal de progradacin. SUPERFICIE DE INUNDACION MARINA, superficie separadora de estratos sedimentarios que indica un hundimiento abrupto, debido a una variacin notable de la profundidad de agua para la cual se depositaron las capas en contacto. El tipo de hundimiento est comnmente asociado a un pequeo hiatus y a una ligera erosin submarina debido a la accin de las olas. Una superficie de inundacin no se encuentra fosilizada por una superficie basal de progradacin, excepto en el caso de que esta coincida con un lmite de secuencia (discordancia). SUPERFICIE TRANGRESIVA DE EROSION, es una superficie de erosin de un evento transgresivo. Es producida por procesos marinos, a medida que el mar se eleva y transgrede sobre la costa y el continente. SISTEMA ENCADENADO DE ALTO NIVEL (HST), est imitado en la base por una superficie de mxima inundacin, y en el tope por el lmite de secuencia siguiente. Depositos asociados: sedimentacin fluvial, sistemas deltaicos programan, deltas de margen de plataforma. TIPOS DE SECUENCIAS.- SECUENCIA TIPO 1, las secuencias tipo1 estn compuestas de sistemas encadenados de bajo nivel, transgresivo y de alto nivel, limitadas por debajo por discordancias tipo 1 y sus conformidades correlativas ( Van Wagoner, J. C. et al.,1991). Una secuencia tipo 1 se interpreta como formada cuando la tasa de caida eusttica del nivel del mar excede la tasa de subsidencia en la lnea de quiebre depositacional, produciendo una caida relativa del nivel del mar en dicha posicin (op. Cit., 1991). SECUENCIA TIPO 2, las secuencias tipo 2 estn compuestas de sistemas encadenados de margen de plataforma, transgresivo y de alto nivel, limitadas por debajo por discordancias tipo 2 y sus conformidades correlativas ( Van Wagoner, J. C. et al.,1991) Una secuencia tipo 2 se interpreta como formada cuando la tasa de caida eusttica del nivel del mar es ligeramente menor que o igual la tasa de subsidencia de la cuenca en la lnea de quiebre depositacional existente para el momento de la caida eusttica. Esto quiere decir que no hay una caida relativa del nivel del mar en la lnea de quiebre depositacional para los lmites de secuencia tipo 2. (op. Cit., 1991)


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CICLOS EUSTATICOS, intervalos de tiempo geolgico durante los cuales se detecta, a escala global, un ascenso y descenso del nivel medio del mar. En los estudios geolgicos se han reconocido cinco ordenes de ciclos eustticos: ORDEN DURACION 1.- Megaciclos 200-1500 m.a. (Megasecuencia) 2.- Superciclos 5-10 m.a. (Supersecuencia) 3.- Ciclos 0.5-5 m.a. (Secuencia) 4, 5.- Paraciclo 0.01-0.5 m.a. (Parasecuencia) Eusttico Los ciclos eustticos de primer orden estn relacionados con la ruptura de megacontinentes, y se han reconocido tres (3) con una duracin de 250, 500 y 1500 m.a. cada uno. PRINCIPIOS DE CUENCAS SEDIMENTARIAS.- Conceptos bsicos.- (glosario) Depocentro: lugar de una cuenca sedimentaria en el que una unidad estratigrfica determinada alcanza el mximo espesor. Agradacin: crecimiento vertical y gradual de un cuerpo sedimentario, por la superposicin de estratos (acrecin vertical). Progradacin: crecimiento o avance gradual de un cuerpo sedimentario, en sentido frontal, hacia el interior de la cuenca (acreccin frontal), ej., avance progresivo de un delta o del talud continental mar adentro o en su caso en un lago, o evolucin sedimentaria que produce la superposicin de las facies proximales sobre las distales. Acrecin Lateral: aumento de volmen gradual de un cuerpo sedimentario en sentido perpendicular a la direccin de la corriente. Transgresin: movimiento horizontal tierra adentro de la lnea de costa. Corresponde a un avance o extensin del mar, sobre reas en las que anteriormente haba depsito (o erosin) continental, debido a una elevacin elevacin relativarelativa del nivel del. Regresin: desplazamiento horizontal mar adentro de la lnea de costa. Es el avance o extensin de reas con sedimentacin continental o costera, sobre zonas ocupadas anteriormente por el mar, debido a un descenso relativo del nivel descenso relativo del nivel del mar. Autociclico: procesos originados por los propios sistemas sedimentarios. Alociclicos: procesos externos a los sistemas sedimentarios, que afectan a una cuenca sedimentaria o a escala global.

Litosfera: envoltura exterior de la tierra slida, que incluye la corteza (continental y ocenica) y la parte superior del manto. Este conjunto es rgido, en contraposicin con la astenosfera. La base de la litosfera oscila entre 70 (en los ocanos) y 150 Km (bajo las grandes cordilleras continentales.

Corteza: parte slida ms superficial de la Tierra, limitada inferiormente por la discontinuidad de Mohorovii.

Corteza continental : corteza terrestre que corresponde a los continentes, cuyo espesor total oscila entre 30 y 70 Km. Se compone esencialmente de rocas plutnicas cidas parcialmente recubiertas por una capa de sedimentos y metasedimentos.


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Corteza ocenica : corteza terrestre que corresponde a los ocanos, con un espesor total alrededor de 10 Km. Se compone esencialmente de basaltos y de serpentinas.

Punto caliente: foco volcnico persistente, normalmente situado en zonas de intraplaca, que corresponde a la manifestacin anmala y superficial de una pluma del manto .

Cratn : sector extenso de una masa continental que ha alcanzado la estabilidad y que no ha sido deformado durante un largo periodo de la historia terrestre.

Teoria de placas: teora que propone un modelo dinmico de la tierra basado en la hiptesis de que la litosfera se divide en un nmero reducido de placas que se mueven con independencia unas de las otras y que flotan sobre la astenosfera. El lmite entre las placas se caracteriza por la actividad ssmica, volcnica y orognica.

Placas tectnicas : cada uno de los fragmentos en los que se divide la litosfera. Hay ocho grandes placas: Euroasitica, Africana, Norteamericana, Sudamericana, Indoaustraliana, Antrtica, Norpacfica y Sudpacfica, adems de muchas otras placas menores.

Arco magmtico : franja relativamente estrecha y bien definida de actividad magmtica (plutonismo y vulcanismo) que se desarrolla por encima de zonas de subduccin. Si la placa superior es ocenica se originan cadenas de islas volcnicas, llamadas arcos de islas. En cambio, si es una placa continental se origina un margen continental activo o arco andino.

Ciclo de Wilson: En 1965 Tuzo Wilson propuso un modelo para explicar la amalgamacin y posterior disgregacin de los supercontinentes durante el tiempo geolgico. Este modelo se llam Ciclo de Wilson. Ciclo evolutivo de apertura y cierre de las cuencas ocenicas. Comprende diversos estadios: a) estadio embrionario o de rift continental, b) estadio de juventud o de apertura de cuenca ocenica, c) estadio de madurez o de costa atlntica, d) estadio de decadencia o de costa pacfica (subduccin), e) estadio relicto o de colisin continental (ver figura final de la gua).

Cuenca de trasarco o marginal Backarc basin. Cuenca marina situada detrs de un arco magmtico, formada por una corteza continental adelgazada o por corteza ocenica, en ocasiones cubierta por sedimentos terrgenos.

Cuenca de antepas: cuenca sedimentaria subsidente situada entre el frente de una cordillera de collision y el craton adyacente, que se forma simultneamente a la orogenia.

Dorsal oceanica (Ocean ridge): cordillera submarina de grandes dimensiones (hasta 8400 Km de longitud), caracterizada por presentar un rift en la zona axial, con una intensa actividad magmtica, que corresponde a una zona de divergencia de placas. Margen continental pasivo: parte sumergida de la orilla de una masa continental, correspondiente a la transicin entre corteza oceanica y corteza continental en una misma placa litosfrica Rift o fosa de hundimiento: depresin morfolgica y tectnica de dimensiones regionales, delimitada por fallas normales y de direccin, que se origina en contextos extensionales y que normalmente se asocia a una fuerte actividad ssmica y volcnica. Subduccin: hundimiento a gran escala de una placa ocenica por debajo de otra placa (ocenica o continental), constituyendo un lmite destructivo de placas litosfricas. En el lmite entre ambas placas se origina una fosa ocenica, y en la placa superior se desarrolla un arco magmtico.


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LAS CUENCAS SEDIMENTARIAS.- Son depresiones de dimensiones variables donde se acumulan los sedimentos, y cuyo rellenos registran la evolucin paleogeogrfica de la misma. El relleno no slo est formado por sedimentos, sino tambin por discordancias o sus superficies no deposicionales. Una cuenca sedimentaria, es por tanto, una zona de la corteza terrestre que durante un perodo de tiempo, ha estado sometida a subsidencias, y en la que la sedimentacin ha rellenado parcial o totalmente, con el volumen disponible o acomodacin. Toda cuenca sedimentaria implica la existencia de zonas adyacentes sometidas a denudacin (erosion o medios generador de detritos). La subsidencia de una cuenca sedimentaria, est relacionada, generalmente, con la elevacin tectnica de las zonas adyacentes; los procesos tectnicos son los que controlan, tanto la sedimentacin como la destruccin de los relieves adyacentes. Cuando termina la actividad tectnica, con la finalizacin de los movimientos verticales (elevacin y subsidencia), la cuenca sedimentaria deja de ser activa. Las cuencas sedimentarias y los ambientes sedimentarios son conceptos que a veces se confunden, siendo muy diferentes, el concepto de cuenca se basa en un contexto tectnico (inicio y final de la subsidencia), y un ambiente sedimentario tiene un significado puramente sedimentolgico; es una parte de la cuenca de sedimentacin, diferenciada en funcin de sus caractersticas genticas. En el interior de una cuenca, y para un determinado intervalo de tiempo de permanencia, se pueden desarrollar diferentes ambientes sedimentarios en general (continentales, de transicin y marinos). Se pueden diferenciar tres distintas fases: gnesis / fase de depsito/ fase de deformacin, debido esencialmente a procesos tectnicos. La tectnica es la causante, con sus movimientos verticales y horizontales, de la aparicin de las cuencas, tambin controla, los sistemas de dispersin de sedimentos, la subsidencia y la deformacin de las mismas. 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 ocenica: son los grandes fondos, son zonas profundas, ms 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 continentals: 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 acumulacin de sedimentos.

Cuencas sobre sustrato ocenico-continental: se producen en zonas de transicin, depositndose materiales intermedios, marinos y continentales. Otro criterio es la posicin de la cuenca y sus lmites, sobre corteza rgida o mvil. El ultimo criterio es ver el tipo de lmite de placas mas prximos a la cuenca, pueden estar en: Lmites divergentes: que se separan, creacin de placa / lmites convergentes: cuando la antigua litosfera se hunde en la astenosfera / lmites transformantes: no hay destruccin ni creacin de placas. Pero hay cuencas que no estn en estas zonas, como son las que estn en zonas de colisin y las cuencas intercratnicas (los lmites de placas no estn relacionados con la formacin de la


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cuenca) en cratones y escudos. Estas cuencas se producen por la activacin de algn proceso tectnico. Una vez creada la cuenca se produce la subsidencia ( hundimiento ), aunque no siempre actan 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. La subsidencia se debe a varias causas como al enfriamiento de la litosfera, que provoca un adelgazamiento, afectando sobretodo a litosfera ocenica, en las zonas centro-ocenicas, al adelgazamiento por estiramiento o a la carga litosttica, que se puede deber a una carga tectnica o a la propia carga de sedimentos. Las dos primeras causas de subsidencia se dan en margenes divergentes, y la debida a la carga se da en zonas convergentes. A partir de un centro de expansin (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 abrirn y darn lugar a ocanos. El brazo abandonado tambin recibir sedimento. La zona de rift (de ruptura) esta sobre corteza continental, pero a medida que aumentamos la expansin ya pasamos a estar sobre corteza ocenica. Aun en las etapas de colision se nos puede producir, sobre el continente, cuencas continentales, aunque menos importantes que las marinas. En la zonas de rift, donde se crea litosfera, se producir deposito de materiales, y en el contrario, donde hay destruccin, tambien hay depsitos. Cuando hay convergencia el ocano se va cerrando y la sedimentacin continua en esas zonas, y una vez desaparecido el ocano, se forma la cuenca de antepais. Al cerrarse el ocano, la corteza ocenica se hunde bajo la continental, y en la zona de subduccin se nos genera una cuenca por delante y otra por detrs (antearco), la de detrs 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 terrgenos, 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 terrgenos. Las cuencas en margenes continentales pasivos, donde el rift es activos, donde pasamos de ocenico o continental. En ellos podemos ver una zona de plataforma, bordeando a la costa un talud y un borde precontinental, todo sobre corteza continental. En estas cuencas es normal el desarrollo de fallas y grandes deslizamientos. Las zonas de margenes que no son, ni convergentes, ni divergentes, estn relacionadas a fallas de derrumbamiento, donde a lo largo de la falla se producir una subsidencia y otras zonas donde hay elevamiento. Estas fallas pueden tener mas de un plano de deslizamiento. Son cuencas con corteza continental y ocenica, con bordes asimtricos, con sedimentacin intensa. El movimiento de las fallas nos producirn grandes terremotos, es decir estn limitados por dos grandes fenmenos, como es el caso de Los ngeles, limitado por la falla de San Andrs y la falla de San Gabriel. En la falla de San Gabriel existen grandes estuarios, y a lo largo de la de San Andrs hay mas fallas, que nos dan sedimentos aluviales. Estas fallas pueden afectar a las corteza ocenica y continental, pueden por lo tanto tener materiales marinos mas profundos o menos.


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ANALISIS DE CUENCAS SEDIMENTARIAS.- Se conoce como analisis de cuencas, a los estudio integrados de las cuencas sedimentarias, elaborados a partir de los rasgos estratigraficos de los materiales que constituyen el relleno de las mismas, junto a los datos tectonicos, petrolgicos, geoqumicos etc. Con ello se pretende llegar a conocer la geometria especial y temporal de cada una de las unidades estratigraficasque se pueden diferenciar en los materials que las rellenan, asi como los factores que controlan su sedimentacion. Uno de los aspectos principales sera la relacion entre la tectonica y la sedimentacion, ya que la geometria de una cuenca estara condicionada por los rasgos tectonicos del area. Se refiere tanto al comienzo como el final de su sedimentacion, como al comportamiento tectonico de la cuenca durante la sedimentacion. Por eso se estudian las cuencas activas (en las que se depositan sedimentos) y las inactivas donde hay escasos procesos de deformacion. La interpretacion de las cuencas sedimentarias deformadas se hace por comparacion con las cuencas no deformadas, pero realizando antes la reconstrucciones palinspatica en la que se exprese la posicion orignalrelativa de cada una de las unidades paleogeograficas que las constituyen. TIPOS DE CUENCAS SEDIMENTARIAS: Aunque existen diversas clasificaciones de cuencas sedimentarias: Dickinson (1974) , Miall, (1984), Mitchell y Reading (1986), Allen (1990), Einsele (1992), etc.), todos los criterios de clasificacin se relacionan con la tectnica global y se refieren a: a) Lna aturaleza del substrato cortical (corteza ocenica y/o continental). b) Emplazamiento de la cuenca, en relacin con los lmites de placas. c) Tipos de lmites de placas (convergente, divergente y transformante). CLASIFICACIN DE CUENCAS SEDIMENTARIAS.- 1. Cuencas Cratonicas Continentales : Cuencas Intracractnicas Bordes de cratones Aulacgenos 2. Cuencas relacionadas con mrgenes continentales: 2.2 Cuencas en mrgenes divergentes : Cuencas Rift Cuencas tipo Mar Rojo Cuencas de tipo Atlntico 2.3 Cuencas en mrgenes convergentes 3. Cuencas formadas en relacin con la colisin 4. Cuencas relacionadas con fallas transcurrentes y transformantes. 5. Cuencas ocenicas.

CLASIFICACIN TECTNICA DE LAS CUENCAS.-

Pueden ser de tres tipos: extensionales, compresivas y pull-apart .

Cuenca extensional : es una cuenca cuyo origen es un campo de esfuerzos extensionales. El esfuerzo principal corresponde a la vertical, es una ruptura por fuerzas de cizalla a 65, una falla normal. Los campos de esfuerzos adquieren diferentes valores en tres posiciones, tienen un reparto espacial que correspondera a un elipsoide de tres ejes.


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Cuenca compresiva : el esfuerzo se da en la horizontal, dando origen a una falla inversa.

Cuencas pull-apart : son estructuras limitadas por dos fallas transformantes cuya geometra en relevo deja una depresin intermedia que sirve de rea de depsito. Son fallas de direccin o de desgarre.

Ejemplo.- Unidad diacrnica


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REFERENCIAS BIBLIOGRAFIA .- Arostegui G. y Machillanda C., (1999). Modelo Determinstico Y Estocstico Del Yacimiento C-2 Vle-326, Bloque V Lamar, 217 pag. Inedito. COSEB (2000), Escuela de Sedimentologia Estratigrafia y Bioestratigrafia, PDVSA. BOGGS, S. (1995). Principles of Sedimentology and Stratigraphy, 3a edicin, Prentice Halls, Inc. Miall Andrew (1999). Principles of Sedimentary Basin Analysis Rey Olga, Apuntes de clases de Estratigrafa, Inedito. Vera T, Juan. A. (1994). Estratigrafa.Editorial Rueda. Paginas Web http://www.stratigraphy.org/ http://www.agiweb.org/nacsn/code2.html http://www.geoiberia.com/geo_iberia/ayuda/tiempo_geolog.htm http://aexa.divaac.org/conceptosBasicos/C19-Milankovitch.php http://geologia.igeolcu.unam.mx/academia/Posgrado/Asignaturas/GeoTectYYacs/Introduccion.html http://science.nasa.gov/ http://www.nimbar.net/trapicheo/geologia/estratigrafia http://geologia.ujaen.es/usr/lmnieto/ESTRATIGRAFA%20Y%20PETROLOGIA/Lecciones/Presentacin%20Leccin%2017.pdf

guia de estratigrafía

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