unidad ii sedimentologia y estratigrafia

Universidad Nacional deCajamarca

ESTRATIFICACIÓN Y VARIACIÓN EN LA ESTRATIGRAFÍA

AÑO : TERCERO CICLO : VI

Docente:

Ing. Crispin Zenon Quispe Mamani.

Integrantes

- Ayay Pompa, Raúl- Cabrera Paredes, Iván- Marín Urbina, Dante.- Milian Salazar, Daniel- LLicán Centurión, Arturo- Gonzales Llerena, Carlos

Cajamarca, Setiembre del 2013

E.A.P.I.G.

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA

SEDIMENTOLOGÍA Y ESTRATIGRAFÍAPágina 2


INDICE GENERAL

INDICE GENERAL..........................................................................................................................3

INDICE DE IMAGENES...................................................................................................................4

PRESENTACIÓN............................................................................................................................7

OBJETIVOS....................................................................................................................................8

Objetivo general:......................................................................................................................8

Objetivos específicos:...............................................................................................................8

RESUMEN.....................................................................................................................................9

ABSTRACT.....................................................................................................................................9

INTRODUCCION..........................................................................................................................10

CAPITULO I: ESTRATIFICACION...................................................................................................11

1.1. ESTRATIGRAFÍA...........................................................................................................11

1.2. ESTRATIFICACIÓN Y LAMINACIÓN..............................................................................12

1.2.1. Estratificación...........................................................................................................12

1.2.2. Laminación...............................................................................................................13

1.3. SUPERFICIE DE ESTRATIFICACIÓN...............................................................................14

1.4. CAUSAS DE LA ESTRATIFICACIÓN...............................................................................15

1.4.1. LAS INTERRUPCIONES EN LA SEDIMENTACIÓN........................................................15

1.4.2. LAS VARIACIONES EN LAS CONDICIONES SEDIMENTARIAS......................................16

1.5. ORIGEN DE LAMINACIÓN................................................................................................17

1.5.1. La laminación en lutitas............................................................................................17

1.5.2. La laminación en arenitas:........................................................................................18

1.6. MEDIDA DE LA ESTRATIFICACIÓN:...................................................................................19

1.7. FORMA DE LOS ESTRATOS...............................................................................................20

1.7.1. GEOMETRÍA DE LOS ESTRATOS................................................................................20

1.7.2. ASOCIACIONES DE ESTRATOS...................................................................................21

APÍTULO II: ESTRUCTURAS DE SEDIMENTACIÓN........................................................................27

2.1. ESTRUCTURAS ORGÁNICAS............................................................................................28

2.1.1 EN FUNCIÓN DEL TIPO DE ACTIVIDAD DEL ANIMAL..................................................28

2.2.ESTRUCTURAS INORGANICAS...........................................................................................41

2.2.1. Estructuras pre deposicionales:................................................................................42

2.2.2. SIN-DEPOSICIONALES...............................................................................................47

2.2.3. POTS-DEPOSICIONALES............................................................................................61

CAPITULO III: UTILIDAD DE LAS ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS...............................................70

3.1 SU IMPORTANCIA DEL ESTUDIO DE LAS ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS ES MUY DIVERSA..................................................................................................................................70



3.2 La utilidad principal es determinar la polaridad de los estratos el techo y piso...............71

3.3 Utilidad En La Reconstitución del sentido y dirección de corriente..................................71

3.4 Utilidad en Determinar las condiciones de transporte, sedimentación, litificación y diagénesis...............................................................................................................................72

3.5 Utilidad en la Determinación del ambiente sedimentario................................................73

3.6 Utilidad en Determinar las condiciones de paleogeografía de las paleocorrientes..........73

3.7 Utilidad en la Correlación entre capas..............................................................................76

CONCLUSIONES..........................................................................................................................78

BIBLIOGRAFIA.............................................................................................................................79

INDICE DE IMAGENES

Imagen 1: Características de un estrato....................................................................................12Imagen 2: Estratificación............................................................................................................13Imagen 3: Laminación, Cabo Roche (Conil, Cádiz)......................................................................13Imagen 4: Tipos simples de estratos..........................................................................................14Imagen 5: Tipos de superficies de estratificación......................................................................15Imagen 6: Laminación en lutitas.................................................................................................17Imagen 7: Laminación en arenitas..............................................................................................18Imagen 8: Medidas de la estratificación.....................................................................................20Imagen 9: Tipos simples de geometrías de estratos...................................................................21Imagen 10: Clasificación uniforme.............................................................................................21Imagen 11: Espesor variable-cerro Guitarrero...........................................................................22Imagen 12: Paquetes de arenisca invertida de estratos crecientes (secuencia inversa -izquierda); estratos decrecientes(secuencia directa -derecha) Formación Punta Noguera, Argentina....................................................................................................................................22Imagen 13: Estratocreciente Calizas y Lutitas-Cerro Hualaco.....................................................23Imagen 14: En haces Areniscas Cerro Jatum Caga......................................................................23Imagen 15: Tipos de asociación de estratos de acuerdo a la distribución de los espesores.......24Imagen 16: Estratificación homogénea......................................................................................24Imagen 17: Formación inca al noreste del cerro Hualaco..........................................................25Imagen 18: Estratificacion ritmica Areniscas y Lutitas-Quebrada shilcos Negros.......................25Imagen 19: Tipos de asociación de estratos de acuerdo a las litologías presentes....................26Imagen 20: Contenido del segundo capítulo..............................................................................27Imagen 21: Ejemplos de campo de facies arrecifales de la formación Canadá en la localidad de Peran..........................................................................................................................................29Imagen 22: Arrecifes Bihoermos................................................................................................29Imagen 23: Arrecifes de rudistas: afloramiento con varios biostromos superpuestos del Turoniense.................................................................................................................................30Imagen 24: Vistas de mallas de algas en zonas someras marinas..............................................31Imagen 25: Restos de una malla de algas en Aragon-España.....................................................31Imagen 26: Estromatolitos precámbricos de la Formación Alta (Noruega)................................32Imagen 27: Estromatolitos TIPO LLH..........................................................................................32



Imagen 28: Estromatolitos TIPO LLH-S.......................................................................................32Imagen 29: Estromatolitos TIPO SH............................................................................................33Imagen 30: Estromatolitos TIPO SH-V........................................................................................33Imagen 31: Estromatolitos Tipo SS.............................................................................................34Imagen 32: Estromatolitos Tipo SS.............................................................................................34Imagen 33: Formación de ichnofosiles.......................................................................................35Imagen 34: Abundante bioturbación sobre la superficie del destrato, Cuenca de Chicontepec, Centro–Oriente de México.........................................................................................................35Imagen 35: Cubichnia.................................................................................................................37Imagen 36 Galerías de hospedaje..............................................................................................37Imagen 37: Fodinichnia..............................................................................................................38Imagen 38: Pascichnia................................................................................................................38Imagen 39: Repichnia.................................................................................................................39Imagen 40: Clasificación etológica de los icnofósiles, mostrando las categorías principales y algunos ejemplos típicos de cada una. Los nombres en cursiva indican el icnogénero o icnogéneros que se usan como ejemplo. Repicnos: 1. Cruziana, 2. Anomoepus. Pascicnos: 3.Cosmorhaphe. Agricnos: 4. Paleodicyton. Fodinicnos: 5. Phycosiphon, 6. Zoophycos, 7.Thalassinoides. Domicnos: 8. Ophiomorpha. Fugicnos y equilibricnos: 9. Diplocraterion, 10.Gastrochaenolites. Cubicnos: 11. Asteriacites, 12. Rusophycus............................................39Imagen 41: Estructuras de un mismo organismos......................................................................40FImagen 42: Un pascicno intra-estratal (dentro del estrato, bajo la superficie) desarrolla diferentes morfologías...............................................................................................................41Imagen 43: Fm. Puncoviscana (Neoproterozoico-Cámbrico Temprano); zona de Tilcara, Jujuy. 43Imagen 44: Marcas de arrastre..................................................................................................44Imagen 45: Marcas de punzamiento........................................................................................45Imagen 46: Tipos de “tool-marks” generados por las distintas formas de arrastre, impacto y rebote (Collinson &Thompson, 1982)........................................................................................45Imagen 47: Estructuras pre-deposicionales que se encuentran en la parte inferior de capas: marcas de flauta y disentería obstáculos se forman por la turbulencia del flujo; marcas de ranura y de rebote están formados por los objetos transportados en la base del flujo..............46Imagen 48: Laminación horizontal en capas de arenisca...........................................................48Imagen 49: Estructura planar.....................................................................................................49Imagen 50: Contracorrientes en una duna.................................................................................50Imagen 51: hummocky...............................................................................................................50Imagen 52: Swaley.....................................................................................................................51Imagen 53: Estructuras Hummocky y swaley.............................................................................51Imagen 54: Esquema que describe los Ripples de corriente......................................................53Imagen 55: Estructura de los Ripples de corriente.....................................................................53Imagen 56: Formas de riples de oleaje: ondulaciones grano producido cuando el movimiento oscilatorio sólo es capaz de mover el granos en la superficie de la capa y agitar ondas están formados por ondas de energía más altos en relación con el tamaño de grano del sedimento....................................................................................................................................................55Imagen 57: Estratificación interna en ondas de onda que muestran laminación cruzada en direcciones opuestas dentro de la misma capa. La longitud de onda puede variar desde unos pocos centímetros a decenas de centímetros............................................................................56Imagen 58: Capa lenticular y flasser en depósitos que son mezclas de arena y lodo.................57Imagen 59 : Estratificación gradada, muestra los clastos más gruesos en la parte baja, y los más finos en la parte del techo del estrato........................................................................................58



Imagen 60: Estratificación masiva, muestra el mismo tipo de grano en toda la estructura.......59Imagen 61: Grietas de desecación..............................................................................................60Imagen 62: Grietas sinéresis en lutitas, que se cree formado por la contracción subacuática.. 60Imagen 63: Estructura almohadilladas en roca sedimentaria. En negro el nivel pelitico, punteados los niveles arenosos.................................................................................................61Imagen 64: Grandes almohadillas en el Flysch de la playa de Itzurun (Zumaya, Guipúzcoa).....62Imagen 65: Las inestabilidades dentro de las capas resultan en partes de la sucesión de depresiones “slump” para formar masas deformadas de material: las cicatrices de asentamiento son las superficies sobre las cuales produce el movimiento...............................63Imagen 66: Las capas de estratos en ángulos diferentes son el resultado depresiones de la rotación de los estratos..............................................................................................................63Imagen 67: Fallación durante la sedimentación dan resultado la formación de una falla de crecimiento: las capas a la derecha que se engrosan son evidencia del movimiento n en el falla durante la deposición.................................................................................................................64Imagen 68: Laminación convoluta y estratificación convoluta resultado de la licuefacción local de depósitos...............................................................................................................................65Imagen 69: Laminación convoluta en arenisca fina y lutita formado como resultado de caída. 65Imagen 70: Estratificación cruzada volcada en areniscas de 60 cm de espesor: éstas habrían sido originalmente depositado como simples capas cruzadas por la migración de una duna subacuática y, posteriormente, la parte superior del conjunto transversal ha sido deformada por la tensión de cizalla de un flujo sobre la parte superior.......................................................66Imagen 71: El movimiento del fluido de capas inferiores resulta en la formación de “estructuras dewatering”...........................................................................................................67Imagen 72: Dique clastico; 1: arenisca, 2: lutita, 3: dique clástico.............................................67Imagen 73: Dique clástico..........................................................................................................68Imagen 74: Improntas de carda y estructuras esféricas y de pilas, donde los sedimentos densos, típicamente arena, es depositada en la cima de arcilla.................................................69Imagen 75: Estructuras diapíricasnode el material de menor densidad como sal o arcilla sobresaturada es cubierta por materiales densos......................................................................70



PRESENTACIÓN

El presente trabajo monográfico es el fruto de la investigación realizada por el grupo sobre el tema de Estratificación y Variación en la Estratificación, tema que veremos a continuación, se vuelve la base para el estudio Sedimentológico, principalmente, de las rocas sedimentarias que pudiésemos encontrar en campo.

Al entender la importancia de mostrar estos conceptos hacia nuestros compañeros, fue necesario hacer la mayor recolección posible, revisando libros, consultado a otros compañeros, etc. Resultado del cual fue este trabajo el cual esperamos será del agrado del lector.

El objetivo de este trabajo es dar a conocer los conceptos de una forma comprensible, a través de la cual no genere desinterés por parte de los que los reciban, para lo cual también elaborarnos cuidadosamente material que también será mostrado en la exposición del mismo.



OBJETIVOS

Objetivo general:

Estudiar conceptos fundamentales de la estratigrafía y sedimentología.

Objetivos específicos:

Detallar la definición de estrato.

Diferenciar los conceptos de laminación de la estratificación.

Conocer el origen y la utilidad de las estructuras de la sedimentación.



RESUMEN

El estudio de los estratos es una rama de la geología denominada “Estratigrafía” a la cual también se integra la “Sedimentología”, que es el estudio de los procesos que dieron lugar a la formación de los estratos. Estas ciencias han evolucionado de una forma tal que en la actualidad son ramas de la Geología muy importantes en la interpretación de los ambientes pasados.

La estratificación es el proceso que sucede luego de la deposición de los sedimentos, que por pérdida de la fuerza de empuje por parte del medio son depositadas y luego lotificadas. Estos sedimentos toman diversas formas a la hora de su deposición lo que se conoce como las estructuras sedimentaras que son generadas por la variación en la estratificación.

ABSTRACT

The study of the strata is a branch of geology called "Stratigraphy 'to which also integrates the" Sedimentología ", which is the study of the processes leading to the formation of the layers. These sciences have developed in such a way that currently are branches of Geology very important in the interpretation of past environments.

Stratification is the process that occurs after the deposition of the sediments, which by loss of thrust by the media are deposited and then lotificadas. These sediments take various forms when deposition what is known as sedimentaras structures that are generated by the variation in lamination.



INTRODUCCION

La sedimentología es la rama de la geología que se encarga de estudiar los procesos de formación, transporte y deposición de material que se acumula como sedimento en ambientes continentales y marinos y que normalmente forman rocas sedimentarias. Trata de interpretar y reconstruir los ambientes sedimentarios del pasado.

Se encuentra estrechamente ligada a la estratigrafía, si bien su propósito es el de interpretar los procesos y ambientes de formación de las rocas sedimentarias y no el de describirlas como en el caso de aquella.

La Estratigrafía es la rama de la Geología que trata del estudio e interpretación de las rocas sedimentarias estratificadas, y de la identificación, descripción, secuencia, tanto vertical como horizontal; cartografía y correlación de las unidades estratificadas de rocas.

En Geología se llama estrato a cada una de las capas en que se presentan divididos los sedimentos, las rocas sedimentarias y las rocas metamórficas que derivan de ellas, cuando esas capas se deben al proceso de sedimentación. La rama de la Geología que estudia los estratos recibe el nombre de Estratigrafía.



CAPITULO I: ESTRATIFICACION

1.1. ESTRATIGRAFÍA

Es el estudio de procesos de formación, transportes y depósito del material que se acumula como sedimento en los ambientes marinos y continentales, el cual después del cual del largo tiempo forma rocas sedimentarias. Nichols, G. (2009)

Estudio de los efectos del hombre y el cambio climático sobre los sistemas sedimentarios activos. Perry, C. (2007)

La estratificación es un fenómeno ligado a la sedimentación. Los sedimentos se depositan sin interrupción en el fondo de las cuencas sedimentarias. Forman capas apiladas unas encima de las otras que se denominan estratos horizontales y que constituyen series estratigráficas. De su estudio se encarga la estratigrafía.


ESTR

ATIF

ICAC

IÓN

ESTRATIFICACIÓN Y LAMINACIÓN

SUPERFICIES DE ESTRATIFICACIÓN

CAUSAS DE LA ESTRATIFICACIÓN

ORIGEN DE LA LAMINACIÓN

MEDIDADS DE LA ESTRATIFICACIÓN

FORMA DE LOS ESTRATOS


Imagen 1: Características de un estrato

1.2. ESTRATIFICACIÓN Y LAMINACIÓN

1.2.1. Estratificación

La estratificación. Es la más importante. Cada capa marca la terminación de un evento. Interesa en una capa su geometría interna en el conjunto, la geometría de las capas, pues dichas estructuras ponen en evidencia el ambiente de formación. Las capas pueden ser horizontales, si el ambiente de formación es tranquilo (lacustre); onduladas, si se trata en el ambiente de las dunas; inclinadas, si el ambiente es detrítico; rizadas, cuando son marcas de ambiente de playa; cruzadas, si el ambiente es pantano, y geodas, si son capas esféricas concéntricas explicadas por un fenómeno osmótico por diferencia de salinidad.

La idea de interpretar las rocas con referencia a los procesos modernos parte de los siglos 18 y 19Con la propuesta de Hutton(1726-1797):“El presente es la llave del pasado”

La estratificación no se limita solamente exclusivamente a rocas sedimentarias, también se le puede encontrar en rocas ígneas, particularmente en volcánicas y rocas plutónicas. Es decir, todas las rocas que se estratifiquen, podrán ser tratadas estratificamente.

La estratificación será, por tanto, “la disposición en estratos de los sedimentos, rocas sedimentarias y algunas rocas metamórficas”. Al basarse esta definición en la de estrato se refiere tanto al aspecto geométrico (dispositivo en capas sucesivas) como al genético (intervalos sucesivos de sedimentación).Además es la propiedad que tienen las rocas sedimentarias de disponerse en capas o estratos, uno sobre otros en una secuencia vertical. Un estrato es un cuerpo tabular de roca sedimentaria, de composición esencialmente homogénea, limitado por sus superficies planas, denominados planos de estratificación; que representan cambios en las condiciones de sedimentación. Se denominan techo y base del estrato al plano de estratificación superior e inferior respectivamente.



Imagen 2: Estratificación.

1.2.2. LaminaciónSe puede definir como: “la disposición sucesiva de láminas dentro

de un estrato”. La laminación ha sido frecuentemente considerada como una “estructura de ordenamiento interno de los estratos”, diferenciándose dos tipos: paralela y cruzada.

Disposición sucesiva de láminas dentro de un mismo estrato. Está considerado como una estructura de ordenamiento interno. Distinguiéndose en general la laminación paralela y la laminación cruzada.

Imagen 3: Laminación, Cabo Roche (Conil, Cádiz)

En base a esta disposición podemos distinguir tres tipos de estratos:- masivos: sin laminación, no existe un orden de los componentes del

estrato o consiste en una mezcla de granos dispuestos caóticamente- con laminación paralela.

- con laminación cruzada (planar, en surco)



Imagen 4: Tipos simples de estratos.

1.3. SUPERFICIE 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 esta importancia para determinar la polaridad (cuál es la capa superior) y el sentido y/o dirección de la corriente de los aportes.

Se pueden clasificar según:

Sus características físicas

superficies netas (erosivas o no) superficies graduales (difusa)

Su geometría

planares irregulares (onduladas o curvadas).

Rasgos geométricos de detalle

con estructuras de corriente con bioturbación con estructuras de carga con rizaduras con nódulos



Imagen 5: Tipos de superficies de estratificación.

1.4. CAUSAS DE LA ESTRATIFICACIÓN

La estratificación se produce por efecto de la interacción compleja de las condiciones físicas, químicas y/o biológicas que regulan la sedimentación. Es una propiedad inherente la sedimentación, de manera que la casi la totalidad de las rocas sedimentarias presentan este dispositivo. Las únicas excepciones son las rocas formadas por organismos constructores (por ejemplo arrecifes de coral), rocas formadas a partir de morrenas glaciares (tilitas) y algunas rocas sedimentarias de precipitación química masivas. Son muy diversas las causas que producen la estratificación, pero se pueden resumir en dos: interrupciones en la sedimentación y cambios en las condiciones de sedimentación.

1.4.1. LAS INTERRUPCIONES EN LA SEDIMENTACIÓN

Las interrupciones en la sedimentación son muy características de medio en las cuales el deposito es episódico. El ejemplo más conocido el de llanuras de inundación fluvial, ambiente en el que la sedimentación tiene lugar preferentemente en los cortos intervalos de desbordamiento de los ríos, separados entre sí por largos episódicos sin sedimentación. En otros medios sedimentarios, aunque menos espectaculares que en los fluviales, el deposito ha sido igualmente intermitente intercalándose intervalos de depósito con otros sin depósito. Ager (1981) llegó a decir que si la sedimentación hubiera sido “contínua” no habría superficies de estratificación y que la mayoría de los



planos de estratificación son “minidiscontinuidades” (diastemas), o sea, el reflejo de las interrupciones menores de sedimentación.

Los ejemplos más característicos de superficies de estratificación ligadas a interrupciones sedimentarias son aquellas que separan estratos de la misma naturaleza y textura, y donde la estratificación se pone de manifiesto por superficies netas que serían superficies del antiguo fondo de la cuenca sedimentaria en la que habría habido un endurecimiento (a veces acompañado de cierta actividad) durante el intervalo de tiempo que duro la interrupción sedimentaria.

1.4.2. LAS VARIACIONES EN LAS CONDICIONES SEDIMENTARIAS

Los cambios en las condiciones sedimentarias producen igualmente superficies de estratificación. Dentro de estos cambios se pueden diferenciar dos grandes lotes:

El primero de ellos corresponde a los cambios que afectan al área fuente de los sedimentos y que conllevan cambios en la cantidad y calidad de los materiales que pueden ser transportados hasta la cuenca sedimentaria adyacente. Estos cambios se deben a modificaciones en el clima, a incrementos en la erosión de los relieves ocasionados por elevaciones tectónicas de los mismos o a modificaciones del nivel de base del medio sedimentario.

El segundo lote se refiere a las modificaciones internas dentro del medio sedimentario como las modificaciones de la energía de las corrientes que transportan los sedimentos (que pueden implicar cambios en la textura de los sedimentos), modificaciones en el quimismo del agua (que produce cambios litológicos en los materiales precipitados), cambios en las condiciones en las condiciones de oxidación del fondo (que puede producir cambios en el color de los sedimentos) o cambios en la productividad biológica ( que ocasionan cambios en el contenido orgánico de los sedimentos). Los cambios bruscos, de cualquiera de los citados, implicaría la formación de superficies de estratificación netas, que separan estratos de distinta naturaleza o con distintas propiedades. Estos cambios, además pueden coincidir con ligeras interrupciones sedimentarias con las que se acentuaría la propia estratificación. Por el contrario los cambios graduales (no acompañados de interrupciones sedimentarias) implicaría superficies de estratificación difusas, con cambios graduales en la litología, textura o de color.



1.5. ORIGEN DE LAMINACIÓN

La laminación tiene un origen diferente a la estratificación. No todos los tipos de laminación tienen el mismo origen sino que hay diversos tipos genéticos. Se puede considerar que cada uno de los dos tipos litológicos (laminación en lutitas o en arenitas) corresponde a un lote de condiciones genéticas concretas.

1.5.1. La laminación en lutitas

Se produce por cambios periódicos (a veces estacionales) de las condiciones fisicoquímicas del medio sedimentario. En algunos casos se debe a pequeñas fluctuaciones en la cantidad y calidad de aportes de los materiales detríticos. En otros se trata esencialmente de cambios en el contenido en materia orgánica (varvas lacustres). Un tipo muy especial es el que se presenta en lodos carbonatados en los que se forman laminaciones debidas a cambios, de orden menor, de la actividad orgánica (laminaciones formadas por mallas de algas).

Por cambios de color que implica modificaciones en el contenido de materia orgánica

Por cambios texturales

Por cambios mineralógicos

Por cambios estacionales (en cada año).

Imagen 6: Laminación en lutitas.



1.5.2. La laminación en arenitas:

Tiene un origen muy diferente a la de las lutitas y, a su vez, también diverso. Algunas laminaciones se forman por la repetición de intervalos sin depósito en los que tiene lugar la concentración de material más grueso en el fondo de un cauce, seguidos de intervalos de depósito.

Las laminaciones paralelas arenosas que se forman como una estructura interna propia de estratos paralelos formados por corrientes de tracción bajo un régimen de flujo alto. El flujo y reflujo de agua en una playa produce laminaciones en las que hay concentraciones selectivas de minerales pesados.

Las laminaciones arenosas cruzadas se forman en relación con corrientes de tracción con un régimen de flujo más bajo, y relacionadas con la migración de los ripples de corrientes. La acción de las olas en medios subacuosos someros igualmente produce laminaciones.

Por cambios en las concentraciones de algunos minerales, como el caso de los minerales pesados en algunas arenas de playa o el caso de las micas en sedimentos depositados por corrientes de tracción.

Por cambios en el tamaño del grano presentando granoclasificación (normal o inversa).

Por cambios en el contenido y/o tipo de matriz.

Imagen 7: Laminación en arenitas.



1.6. MEDIDA DE LA ESTRATIFICACIÓN:

Los estratos se depositan generalmente subhorizontales pero se presentan en la naturaleza con posiciones geométricas muy diversas, debido a deformaciones posteriores, especialmente a báscula-miento y plegamiento.

Para expresar la posición espacial de un estrato o de una superficie de estratificación se recurren a dos medidas: la dirección y el buzamiento Se llama dirección de un estrato al ángulo que forma la línea horizontal contenida en el estrato (línea de dirección) con la coordenada geográfica norte-sur, situadas ambas rectas en el mismo plano horizontal. Se expresa en grados medidos en el sentido de las agujas del reloj desde el norte. En las capas horizontales no se puede medir, ya que todas las líneas que se pueden trazar en el estrato están situadas en el plano horizontal. Se llama buzamiento al valor del diedro formado por el plano de la estratificación y el plano horizontal. En la práctica se recurre a medir el ángulo que forma la línea de máxima pendiente del estrato (la perpendicular a la línea de dirección) con su proyección en el plano horizontal. Se expresa en grados (desde 0 a 90°) y puesto que con el mismo valor numérico puede haber dos casos diferentes se añade una coordenada que indique hacia donde se hunde el plano. Solo hay dos excepciones: las capas horizontales con buzamiento 0o y las capas verticales con buzamiento 90°. Algunos estratos deformados han sufrido giros superiores a los 90 grados (capas invertidas) o incluso han podido llegar a los 180° (capas tumbadas); sin embargo en ellas la medida siempre se expresa en valores de 0-90° (midiendo el ángulo del plano de estratificación con el plano horizontal) pero a continuación se indica que está invertida.

Como se señaló anteriormente, un porcentaje mayoritario de estratos se depositaron horizontales o subhorizontales, por tanto, tienen un buzamiento original de 0o. Sin embargo hay casos donde esto no se cumple y los materiales tenían una cierta inclinación desde el mismo momento del depósito. A la medida de esta inclinación se le llama buzamiento original, el cual normalmente es de pocos grados, aunque localmente puede llegar a ser mayor. Los datos procedentes del estudio de los medios sedimentarios actuales, cada vez más abundantes y precisos, permiten valorar la localización de estratos con buzamiento original y valorar los mismos.

Dunbar y Rodgers (1957) utilizaron el término de buzamiento inicial para definir a la inclinación resultante después del depósito y antes del plegamiento, por efectos de la consolidación y compactación de los sedimentos infrayacentes. Este concepto es bastante interesante desde un punto de vista teórico pero resulta difícil aplicar a materiales deformados, ya que raramente hay criterios para diferenciar la inclinación producida por este efecto y por la tectónica.



Imagen 8: Medidas de la estratificación.

1.7. FORMA DE LOS ESTRATOS

Los criterios que pueden servir para tipificar la estratificación son diversos, aunque esencialmente se basan en dos aspectos fundamentales: la geometría de los estratos individuales y los rasgos distintivos de las asociaciones de estratos sucesivos.

1.7.1. GEOMETRÍA DE LOS ESTRATOS

Considerando los estratos individualmente se puede establecer una clasificación de tipos geométricos a partir de la geometría del techo y del muro.

Estratos tabulares: Cuando las dos superficies de estratificación (techo y muro) son planas y paralelas entre sí.

Estratos irregulares, con muro erosivo: Son estratos con gran extensión lateral, con un muro irregular y un techo plano, por lo que su espesor varía.

Estratos acanalados: Con escasa extensión lateral y espesor muy variable, con una geometría interna semejante a la de la sección de un canal.

Estratos en forma de cuña: Se trata de estratos limitados por superficies planas no paralelas entre sí, que terminan lateralmente por pérdida progresiva de espesor.

Estratos lenticulares: Son discontinuos con el muro plano y el techo convexo. Una variante de estos son los estratos con forma biconvexa.

Estratos ondulados: Se caracterizan por ser continuos con muro plano y techo ondulado, con estructuras de ripples de corrientes o de olas.



Imagen 9: Tipos simples de geometrías de estratos

1.7.2. ASOCIACIONES DE ESTRATOS

Cuando se analizan conjuntos de estratos superpuestos se puede realizar diversas clasificaciones basadas en criterios de tipo descriptivo, que en gran parte representan diferentes tipos genéticos.

Un primer aspecto a considerar es la ordenación de espesores de los estratos individuales en los conjuntos de estratos sucesivos.

Uniforme.- Los espesores de los estratos sucesivos tienen todos ellos unos valores análogos, con un valor real muy cercano a la media estadística de todos los espesores.

Imagen 10: Clasificación uniforme



Aleatoria o de espesor variable.- Los espesores de los diferentes estratos superpuestos son muy variables y no presentan ninguna ordenación definida.

Imagen 11: Espesor variable-cerro Guitarrero.

Estratocreciente.- Los espesores tienen una ordenación en lotes de estratos con valores de espesores crecientes hacia el techo, dentro de cada lote. Este tipo de ordenamiento también se le conoce con el nombre de secuencia negativa (Lombard, 1956).

Imagen 12: Paquetes de arenisca invertida de estratos crecientes (secuencia inversa -

izquierda); estratos decrecientes(secuencia directa -derecha) Formación Punta

Noguera, Argentina.



Estratodecreciente.- Es el contrario del anterior, o sea, con disminución de los espesores de los estratos hacia el techo en cada lote. Este tipo de ordenamiento también se le conoce con el nombre de secuencia positiva (Lombard, 1956).

Imagen 13: Estratocreciente Calizas y Lutitas-Cerro Hualaco.

En haces.- Los espesores de los estratos se distribuyen por lotes de estratos de espesores uniformes dentro de cada lote y diferentes entre lotes.

Imagen 14: En haces Areniscas Cerro Jatum Caga.



Imagen 15: Tipos de asociación de estratos de acuerdo a la distribución de los

espesores.

A estas modalidades de asociaciones geométricas de estratos hay que añadir la estratificación masiva, nombre que se utiliza para denominar intervalos de rocas sedimentarias en los que la estratificación no es distinguible a simple vista.

Un segundo tipo de clasificación estaría basado en la litología de los estratos que se superponen. Se pueden diferenciar los siguientes tipos:

homogénea: Cuando los estratos sucesivos tienen la misma naturaleza.

Imagen 16: Estratificación homogénea



Heterogénea cuando estos cambian de manera desordenada.

Imagen 17: Formación inca al noreste del cerro Hualaco

rítmica cuando alternan ordenadamente dos tipos de litología.

Imagen 18: Estratificacion ritmica Areniscas y Lutitas-Quebrada shilcos Negros.

Cíclica cuando el módulo que se repite es de más de dos litologías.



Un aspecto complementario, de gran interés, es la interrelación entre la geometría de los estratos y los tipos litológicos que la componen. Concretamente tienen importancia para la interpretación genética las asociaciones de estratos en los que hay un dispositivo de espesor creciente hacia el techo al mismo tiempo que hay un aumento del tamaño medio de grano, de manera que hacia el techo dominan los niveles de grano más grueso. Igualmente en la naturaleza son abundantes las ordenaciones en las que hacia el techo disminuyen simultáneamente el espesor de los estratos y el tamaño medio del grano de las rocas detríticas que los componen. Otro aspecto complementario, pero también interesante en la interpretación genética, es el de la distribución de litologías y espesores en el caso de estratificaciones rítmicas y cíclicas. En el caso de estratificación rítmica, en la que alternan dos clases de litologías (a y b) se diferencias dos subtipos (a>b y b>a) que generalmente pasan lateralmente uno al otro. En el caso de la estratificación cíclica, en la que alternan tres clases de litologías (a, b y c) con cambios laterales desde secciones donde a>b>c a otras donde a<b<c. En ambos casos el estudio de la abundancia relativa de los diferentes tipos de estratos y su variación lateral informa sobre las condiciones del depósito y sus variaciones laterales.

Imagen 19: Tipos de asociación de estratos de acuerdo a las litologías presentes.



APÍTULO II: ESTRUCTURAS DE SEDIMENTACIÓN

Imagen 20: Contenido del segundo capítulo



La mayoría de los depósitos sedimentarios son el resultado del transporte de material en forma de partículas. Movimiento de detritus puede ser puramente debido a la gravedad, pero más comúnmente es el resultado del flujo de agua, el aire, el hielo o mezclas densas de sedimento y agua. La interacción del material sedimentario con los resultados que transportan medios de comunicación en la formación de estratos, que puede ser preservada como estructuras sedimentarias de rocas y por lo tanto proporcionar un registro de los procesos que ocurren en el momento de la deposición. Si los procesos físicos que se producen en diferentes entornos modernos son conocidos y si las rocas sedimentarias se interpretan en términos de esos mismos procesos que es posible inferir el entorno probable de deposición. La comprensión de estos procesos y sus productos es por lo tanto fundamental para sedimentología. En este capítulo los principales procesos físicos que ocurren en ambientes deposicionales se discuten. La naturaleza de los depósitos resultantes de estos procesos y las estructuras sedimentarias principales formadas por la interacción del medio de flujo y el detritus se introducen. Muchas de estas características se producen en un número de diferentes ambientes sedimentarios y debe ser considerada en el contexto de los entornos en los que se producen.

2.1. ESTRUCTURAS ORGÁNICAS

Existen muchos organismos capaces de generar estructuras sedimentarias, la mayoría de ellos de hábitat marino. Entre los organismos antes citados es posible diferenciar dos grupos: los constructores de roca y los modificadores o destructores de la textura original de los sedimentos.

2.1.1 EN FUNCIÓN DEL TIPO DE ACTIVIDAD DEL ANIMAL

a. Organismos Constructores de Roca

En este grupo podemos diferenciar: organismos coloniales de caparazón calcáreo capaces de construir estructuras arrecifales (corales, rudistas, estromatopóridos, etc) y organismos que precipitan carbonato o atrapan sedimento formando mantos o estructuras de menores proporciones que pueden cubrir únicamente las partes blandas de un individuo. Aquí trataremos superficialmente algunos de estos grupos, especialmente las estructuras arrecifales y las mallas de algas y estromatolitos, debido a que estudiar con detalle los diferentes organismos fósiles sería imposible. Su análisis está reservado a disciplinas como la paleontología y paleoecología.



Estructuras arrecifales.

Imagen 21: Ejemplos de campo de facies arrecifales de la formación Canadá en la

localidad de Peran

La mayor parte de los organismos con esqueleto, al morir son transportados, fragmentados y finalmente depositados como partículas granulares entre los sedimentos.

Sólo aquellos que son capaces de construir colonias rígidas resistentes al oleaje pueden considerarse como característicos del ambiente sedimentario en el cual se depositan. Este tipo de estructuras se conocen con el nombre general de arrecifes, de los cuales se distinguen dos tipos principales:

arrecifes dómicos (biohermos), caracterizado por ser estructuras de crecimiento con tendencia a forma de domo, rodeados por otras litologías.

Imagen 22: Arrecifes Bihoermos.

arrecifes estratificados (biostromos), correspondiente a geometría de tendencia estratificada



Imagen 23: Arrecifes de rudistas: afloramiento con varios biostromos superpuestos del

Turoniense.

Las condiciones que permiten su desarrollo incluyen, al menos actualmente, aguas poco profundas, claras y con salinidad normal, poca cantidad de sedimentos en suspensión y temperaturas cálidas.

Un arrecife genera tres tipos de facies las cuales pueden ser:

a) Facies constructiva. Formada por los esqueletos calcáreos de los organismos que integran la comunidad arrecifal en crecimiento.

b) Facies de frente arrecifal. Esta facies se desarrolla en la parte del arrecife que se expone a la acción del oleaje pero por debajo del nivel normal de base de olas y se caracteriza por ser una facies predominantemente clástica.

c) Facies detrás de arrecife. Comprende el sector del arrecife situado en el lado opuesto al de la acción del oleaje. Se caracteriza por ser de baja energía con acumulación de abundantes pelotillas fecales indicativas de una fuerte actividad orgánica.

Mallas de algas:

Están constituidas por un “entramado” de filamentos de algas “verdes” y “verde-azuladas” que recubren tipos de sustratos, se desarrollan en aguas someras. Estas mallas presentan una superficie gelatinosa a la que se adhieren sedimentos de grano fino; cuando la “mata” queda cubierta por sedimentos, los filamentos crecen hacia arriba originando una nueva “mata”, la repetición de estos procesos da lugar a un sedimento caracterizado por una laminación fina. Si el sustrato sobre el que se forman es irregular, la lámina de algas tiende a exagerar el relieve, haciéndose más gruesa sobre las partes más elevadas. Son más frecuentes en zonas intermareales.



Imagen 24: Vistas de mallas de algas en zonas someras marinas

Imagen 25: Restos de una malla de algas en Aragon-España.

Estromatolitos:

Su génesis es similar a las de las mallas de algas estas estructuras laminares son onduladas y de relieve notable con formas diversas: tabulares, columnares, irregulares, etc. Las láminas aumentan de espesor hacia la parte superior de la estructura. Se forman cuando el sedimento fino es atrapado por las mallas de algas cianofíceas marinas de textura gelatinosa. Cuando las cianofíceas se cubren completamente de sedimento, crecen nuevos filamentos por encima generando una nueva malla que terminará cubierta nuevamente por sedimentos y así sucesivamente.



Imagen 26: Estromatolitos precámbricos de la Formación Alta (Noruega)

Tipo LLH: Domos o hemiesferoides unidos lateralmente. Se desarrollan en zonas protegidas con poca agitación de las aguas.

Imagen 27: Estromatolitos TIPO LLH

Imagen 28: Estromatolitos TIPO LLH-S



Tipo SH: Domos formados por el apilamiento vertical de hemiesferoides. Se forman en ambientes similares a los del tipo LLH pero en aguas más agitadas y alternando con períodos de desecación.

Imagen 29: Estromatolitos TIPO SH

Imagen 30: Estromatolitos TIPO SH-V

Tipo SS: Recubrimientos de fragmentos que se encuentran sobre el fondo. Son también llamados Oncolitos. Se forman en ambientes de mayor agitación y energía que aseguren la resuspensión de los fragmentos que constituyen el substrato de la estructura.



Imagen 31: Estromatolitos Tipo SS

Imagen 32: Estromatolitos Tipo SS

b. Organismos destructores/modificadores de la textura original del sedimento.

Este tipo de organismos se caracterizan por remover o dejar marcas en el substrato mientras realizan actividades de alimentación, protección, incubación, reposo, etc. Las huellas que dejan son llamadas en general ichnofósiles y la especialidad que se encarga de su clasificación e interpretación se denomina ichnología.

Formación de ichnofósiles. Las actividades orgánicas de los seres vivos generan huellas de diverso tipo.

Muchas de estas huellas se realizan en sedimentos finos y permanecen

hasta que son tapadas por el depósito subsiguiente. Si éste es de otra litología, la huella se puede conservar.

Tras la consolidación, en la superficie de estratificación donde se ha marcado la huella original tenemos:

o en el techo o parte superior del primer estrato, la huella original.

o en la base o muro del segundo estrato, la contrahuella o contramolde.



Imagen 33: Formación de ichnofosiles

Rastras fósiles o ichnofósiles:

Imagen 34: Abundante bioturbación sobre la superficie del destrato, Cuenca de

Chicontepec, Centro–Oriente de México



Son marcas, rastros, huellas, galerías, excavaciones, perforaciones y otras estructuras hechas por organismos en o sobre un substrato (Frey, 1971 en S.E.P.M., 1978). Casi todas las rastras fósiles son estructuras secundarias porque requieren de un substrato previamente formado para poder producirse. Sin embargo, se consideran en general estructuras primarias porque pueden ser indicativas de las condiciones reinantes en el medio sedimentario donde se producen. Algunas de las características más importantes de los ichnofósiles son las siguientes: 1. El sustrato generalmente es sedimento, pero también pueden registrarse en roca, "hardground", madera, conchas, etc.

2. La mayoría son postdepositacionales, aunque también las hay contemporáneas con la sedimentación como las estructuras de escape.

3. Generalmente son indicadores de la actividad y comportamiento de los organismos más bien que indicadores del organismo en sí. Muchos de estos organismos son de cuerpo blando y por tanto representan la única evidencia de su existencia pasada.

4. Presentan largos rangos de extensión estratigráfica, lo cual restringe severamente su uso en bioestratigrafía pero favorece la comparación paleoecológica de rocas que difieren en edad.

5. Suelen estar asociados a restringidas condiciones ecológicas, pero a su vez pueden desarrollarse en una gran cantidad de ambientes sedimentarios.

6. Por lo general no están sometidos a transporte, a diferencia de los esqueletos de organismos. Esto hace que estén más estrechamente relacionados al ambiente de sedimentación.

7. Son frecuentes en rocas siliciclásticas, las cuales generalmente carecen de fósiles y los efectos diagenéticos tienden a resaltarlos en lugar de enmascararlos o destruirlos.

8. Los ichnofósiles por lo general son inseparables de la roca que los contiene por lo cual deben ser descritos e interpretados en el campo.

Clasificación:

Según Seilacher (1964b) las huellas fósiles pueden clasificarse de acuerdo al lugar donde se encuentran preservadas en:

A. Semirelieves: Producidas en la interfase entre dos tipos de sedimento pueden ser de dos tipos: a. Epirelieves: Situadas en el tope de una capa de arena.

b. Hiporelieves: Situadas en la base de una capa de arena. B. Relieves: Estructuras situadas dentro de la capa.

C. Según Martinson (1970, en S.E.P.M., 1978) de acuerdo al medio moldeante las huellas fósiles pueden clasificarse en los grupos que se muestran en la figura 2.10 y que se describen a continuación: a. Epichnia: En contacto con la superficie superior del medio moldeante.

b. Endichnia: Situadas dentro del medio moldeante.



c. Hipichnia: En contacto con la superficie inferior del medio moldeante.

d. Exichnia: Trazas fuera del medio moldeante.

De acuerdo a la actividad que desempeña el organismo cuando dejó la huella Seilacher (1964b) las clasifica en cinco tipos (figura 2.11):

Cubichnia: Huellas de ocultamiento o descanso, reproducen en mayor o menor medida el tamaño y la morfología latero ventral de sus productores y suelen contener los elementos de simetría del organismo responsable

Imagen 35: Cubichnia

Domichnia: Grupo de pistas que indican la construcción de una morada. Son relieves completos de formas cilíndricas rectas, casi siempre perpendiculares a la estratificación, a veces en forma de U o también ramificados. Frecuentemente están construidas por animales semisésiles suspensívoros y también por carnívoros y sedimentívoros

Imagen 36 Galerías de hospedaje

Fodinichnia: Galerías de alimentación, producidas por organismos semisésiles que buscan a la vez comida y habitación dentro del sedimento. Este



comportamiento produce pistas de relieve completo subparalelas a la estratificación y de formas muy variadas.

Imagen 37: Fodinichnia

Pascichnia: Huellas sistemáticas de alimentación, producidas por organismos micrófagos vágiles en o cerca de la interfase agua/sedimento. Su modo de conservación es como semirrelieves. Sus trazados, muy regulares (meandriformes, espiralados), han sido interpretados como patrones de máximo aprovechamiento de un recurso alimenticio limitado

Imagen 38: Pascichnia

Repichnia: Huellas producidas durante la locomoción, son estructuras epi o intraestratales, que constituyen un sólo elemento acintado cuando son producto de reptar o bien grupos de huellas lineados cuando se generan por el paso o la carrera de un animal.



Imagen 39: Repichnia

Imagen 40: Clasificación etológica de los icnofósiles, mostrando las categorías

principales y algunos ejemplos típicos de cada una. Los nombres en cursiva indican el

icnogénero o icnogéneros que se usan como ejemplo. Repicnos: 1. Cruziana, 2.

Anomoepus. Pascicnos: 3.Cosmorhaphe. Agricnos: 4. Paleodicyton. Fodinicnos: 5.

Phycosiphon, 6. Zoophycos, 7.Thalassinoides. Domicnos: 8. Ophiomorpha. Fugicnos y

equilibricnos: 9. Diplocraterion, 10.Gastrochaenolites. Cubicnos: 11. Asteriacites, 12.

Rusophycus.



Además, un mismo organismo, genera diferentes estructuras al realizar diferentes comportamientos. En este caso, el cangrejo actual Uca, hace:

a) un domicno en forma de J, atribuido al icnogénero Psilonichnus, b) una marca de reptación o repicno, atribuido al icnogénero Diplichnites c) un pascicno con pelotitas de arena ya procesadas d) y un coprolito formado por pellets fecales

Imagen 41: Estructuras de un mismo organismos.

Además, diversas variaciones en la naturaleza física del sedimento pueden generar icnos en apariencia diferentes. Por ejemplo, un pascicno intra-estratal (dentro del estrato, bajo la superficie) desarrolla diferentes morfologías y, por tanto, recibe diferentes nombres, cuando se conserva:

a) en arena: Scalarituba; b) en una interfaz arena-barro, in sedimento con bajo contenido en agua: Nereites; c) en una interfaz arena-barro, in sedimento con alto contenido en agua o en una interefaz de barro/arena, visto desde abajo: Neonereites



FImagen 42: Un pascicno intra-estratal (dentro del estrato, bajo la superficie)

desarrolla diferentes morfologías.

2.2.ESTRUCTURAS INORGANICAS

Las estructuras sedimentarias en general pueden ser definidas como ciertas deposiciones que presentan los elementos que posee un sedimento, esta disposición puede ser la resultante de la acción geológica y de los procesos químicos, físicos y biológicos que intervienen en la depositación de los sedimentos (Corrales et al., 1977). Además se consideran como el reflejo de los procesos sedimentarios, tanto del transporte como de la diagénesis, que permiten que los sedimentos adquieran una ordenación o disposición geométrica determinada a la cual se denomina estructuras sedimentarias (Agueda et al., 1983).

Según Selley (1976) las estructuras sedimentarias son indicadores muy importantes del medio de depositación, siempre se generan "in situ" y nunca pueden traerse del exterior.

Finalmente, se considera que la interpretación de las estructuras sedimentarias es útil en el análisis de ambientes sedimentarios, composición textural, litológico y fósiles, los cuales reflejan los procesos depositacionales de los sedimentos acumulados. Es decir, nos permiten definir si un ambiente era glacial, acuoso o subaérea, además nos indican la profundidad y nivel de la energía del medio, la velocidad del agente de transporte, hidráulica y dirección de las corrientes que lo generaron.

Dentro de los intentos de clasificación de las estructuras sedimentarias, podemos señalar el desarrollado por Krumbein y Sloss (1969), los cuales realizan una clasificación considerando el tiempo de depositación de los sedimentos en singenéticas y epigéneticas. Ricci Lucchi (1970) presenta una clasificación general de las estructuras de los sedimentos, basado en aspectos geométricos y procesos genéticos. Pettijohn (1975) considera los aspectos químicos y físicos, así como su definición microscópica, megascópica y origen de las estructuras sedimentarias. Selley (1976) incluye a las estructuras sedimentarias dentro de una clasificación genética, con las categorías pre-sin y post - depósito. Agueda,J. et al (1983), presenta una clasificación basada en la posición de la estructura dentro del estrato y de su génesis, definiendo estructuras sedimentarias de ordenamiento interno, estructuras en la



superficie de estratificación, estructuras de deformación, estructuras orgánicas y estructuras diagenéticas.

Para efectos de estudio de las estructuras sedimentarias inorgánicas se considera la clasificación realizada por Pettijohn (1975).

Primarias (Físicas) Inorgánicas Predepositacionales (interestrato)

Sindepositacionales (intraestrato)

Postdepositacionales (deformación de estructuras intra e interestrato.)

Otras: Marcas de Lluvia,

Marcas de desecación

2.2.1. Estructuras pre deposicionales:

Son estructuras que se desarrollan entre los estratos de manera predominantemente erosional. Se manifiestan como marcas de corrientes originadas por excavación sobre fondos fangosos, o por marcas de arrastre o choque de objetos arrastrados. Son de gran utilidad para conocer la dirección y sentido de la paleo corriente que los originó, dentro de ellas tenemos:

a) Marcas de erosión de la corriente (Scour marks).

Turboglifo (flute marks) Huellas de herradura (crescent

marks)

b) Marcas labradas por objetos (Tool marks).

Marcas continuas: Marcas de surcos (Groove

marks) Chevron marks

Marcas discontinuas: Prood marks Bounce marks

Tomado de Corrales, I. et al (1977)

a) Marcas de erosión de la corriente (scour marks): Son surcos producidos por la erosión de una corriente sobre un fondo arcilloso limoso, que posteriormente se rellenan por un sedimento de granulometría mayor (arena), obteniéndose el molde o calco que se observa en sedimentos fósiles. Según se excaven los surcos sobre una superficie homogénea o bien existan obstáculos en la misma, se



diferencian: “flute-marks” y “crescent-marks”. Pueden aparecer moldes aislados o bien asociados cubriendo una superficie de estratificación.

Los turboglifos (flute marks): son una serie de surcos discontinuos alargados en dirección de la corriente. Se considera importante en la determinación de la dirección y sentido de las paleo corrientes. Además es de utilidad para definir la polaridad de un estrato (Corrales, I et al. 138 p.). Se han definido como las estructuras de base más frecuentes en turbiditas, aunque puede desarrollarse en cualquier medio sedimentarios donde existan corrientes.Son producidas por remolinos de la corriente, que se inician en pequeñas irregularidades del fondo arcilloso. Aparecen formando grupos y su morfología es muy variada.

Imagen 43: Fm. Puncoviscana (Neoproterozoico-Cámbrico Temprano); zona de

Tilcara, Jujuy

Las marcas de herradura (crescent marks): Marcas en forma de herradura que se originan por erosión de una corriente, sobre un fondo arcilloso, cuando existe un obstáculo (canto, organismo, etc). La erosión abre un surco previo al obstáculo, que rodea por la parte enfrentada a la corriente, atenuándose progresivamente hacia el otro lado del “objeto”. Así adquiere la forma de herradura. Cuando la depresión producida es cubierta por arena queda fosilizada como estructura de base de un estrato, aunque en realidad corresponde a su “molde”. Esta estructura sirve para determinar la dirección y sentido de la paleo corriente, así como para indicar la polaridad de la capa.



b) Marcas labradas por un objeto (tool marks): Son huellas de arrastre o impacto de partículas extremadamente irregular; continuas (groove marks o chevron marks) y discontinuas (prood marks o bounce marks).

Las marcas de surco (groove marks): se originan por la presencia de un objeto compacto sobre una superficie arcillosa, la cual al paso de la corriente origina una forma alargada y estriada en dirección longitudinal. Se emplea en la determinación de polaridad y dirección de la corriente y cuando se conserva el objeto que la origino se puede determinar el sentido de la paleocorriente.



Imagen 44: Marcas de arrastre.

El chevron marks; son marcas o huellas alineadas en "punta de flecha" (dirigidas en el sentido de la corriente, originadas sobre un techo arcilloso o limoso. Son útiles al igual que las anteriores en la determinación de la dirección y sentido de las paleocorrientes y de la polaridad de los estratos.

Imagen 45: Marcas de punzamiento.



Imagen 46: Tipos de “tool-marks” generados por las distintas formas de arrastre,

impacto y rebote (Collinson &Thompson, 1982).

Finalmente, las marcas discontinuas "Proof marks" y "Bounce marks", son producidas por el impacto de un objeto sobre un fondo arcilloso o limoso, siendo la forma del impacto del "prood marks" más asimétrica y angulosa que la del "bounce marks". De la primera se puede obtener dirección y sentido de las paleo corrientes, mientras que las segundas, por poseer simetría de su forma se obtiene solamente la dirección de la paleo corriente. También pueden incluirse en este grupo las superficies costrificadas o suelos endurecidos en donde se han producido procesos diagenéticos.

Imagen 47: Estructuras pre-deposicionales que se encuentran en la parte inferior de

capas: marcas de flauta y disentería obstáculos se forman por la turbulencia del flujo;

marcas de ranura y de rebote están formados por los objetos transportados en la base

del flujo.



2.2.2. SIN-DEPOSICIONALES

Estructuras sedimentarias desarrolladas durante el depósito, también denominadas de ordenamiento interno, se consideran estructuras que afectan a la estratificación y son de gran importancia para interpretar las condiciones de equilibrio transporte - sedimentación. Dentro de ellas podemos mencionar; laminaciones y estratificación plana, estratificación gradada, laminación y estratificación cruzada, estratificación masiva y estratificación lenticular y flasser.

Según Selley, R. (1976), cuando un cuerpo arenoso se ve sometido a una corriente de velocidad ascendentes desarrollan diversas configuraciones en una secuencia regular, cada una de ellas origina una estructura sedimentaria diferente. Este proceso de variación de la configuración de las estructuras sedimentarias está en función de la velocidad del flujo, temperatura, viscosidad del fluido y de la velocidad de caída.

LAMINACIONES Y ESTRATIFICACIÓN PLANAR (PLANE BEDDING AND LAMINATION)

Estas estructuras sedimentarias consisten en una disposición paralela de las láminas (capas de espesor 1 ó 2 mm.) o estratos (capas de 1 ó 2 cms.) entre sí y con la superficie superior de sedimentación. Se considera una de las más simples estructuras intraestrato y es generalmente depositada horizontalmente. Se origina en diversos ambientes; desde sedimentación por decantación, sedimentación en régimen de corrientes débiles, e incluso en zonas de crecimiento de algas que fijan sedimentos dando lugar a alternancias de láminas de carbonatos y arcillas (Pettijohn, 1976). Este tipo de estructuras se caracterizan por no presentar elevaciones ni depresiones en su tope y base, y se consideran tanto de régimen de flujo alto (laminación paralela superior) como de flujo bajo (laminación paralela inferior). Además pueden ser el resultado de fluctuaciones temporales y espaciales del suministro sedimentos o por cambios en la rata del transporte y depositación.

Estratificación horizontal en arenas depositado a partir de un flujo es conoce como estratificación planar en los sedimentos y produce una estructura sedimentaria llamada laminación planar en las rocas sedimentarias. Como se señaló anteriormente, la



corriente ondulaciones se forman sólo si los granos son más pequeños que el espesor de la subcapa viscosa: si la cama es rugosa, la pequeña separación de flujo necesario para la formación onda no se produce y los granos de rodar y simplemente saltan a lo largo de la superficie. La estratificación horizontal en arenas gruesas con velocidades relativamente bajas (cerca del umbral de movimiento), pero como el flujo de velocidad aumenta y comienza a generar. La laminación horizontal planar producido bajo estas circunstancias tiende a tener mala clasificación.

La estratificación planar se observa también a velocidades altas en granos muy finos a grano gruesos en arenas: ondulación y estructuras de duna con un aumento en la velocidad de flujo; como la formación de la separación de flujo es suprimida a velocidades más altas. Estas capas planas producir bien definidos laminación plana con láminas que son típicamente 5-20 granos gruesos (Bridge 1978).

La estratificación planar también está marcada por alargar crestas unos pocos diámetros de grano alto, separadas por surcos orientadas paralelamente a la dirección del flujo. Esta característica se conoce como lineación corriente primaria (A menudo abreviada como „pcl‟ y está formado por barridos dentro de la subcapa viscosa (Fig. 4,7) que los granos de empuje a un lado para formar crestas unos granos altos que se encuentran en paralelo a la dirección de flujo. La formación de barrido es subyugado cuando la superficie de la cama es dura y primaria lineación actual está por lo tanto menos bien definido en grueso arenas. Lineación de corriente primaria se ve en las superficies de capas planas como líneas paralelas de granos principales que forman crestas muy ligeras, y puede ser a menudo más bien confusa.

Imagen 48: Laminación horizontal en capas de arenisca.

LAMINACIÓN Y ESTRATIFICACIÓN CRUZADA (CROSS LAMINATION AND STRATIFICATION).



Se consideran una de las más comunes del conjunto de estructuras sedimentarias. Se definen como la disposición en el interior del estrato de láminas oblicuas al límite superior e inferior del mismo (Agueda, J. et al, 1983), en donde cada grupo de láminas está separado del inmediato por una superficie de erosión.

Según las formas de las láminas se distinguen la estratificación cruzada planar, con grupos de láminas planas asociadas en cuñas, y las festoniadas o en surcos, con grupos de láminas cruzadas que se originan de la migración de "ripples" y mega "ripples" rectos o curvos. Según Pettijohn (1975), existen muchos ambientes de formación de estratificación cruzada, sin embargo denotan particular importancia las siguientes; los canales de ríos (patrones meándricos y trenzado), canales marginales y en antidunas de régimen de flujo alto.

Planar (Planar Tabular Cross-Stratification)

Tienen la característica de tener una inclinación con respecto a la base, se forman muy raramente en los ambientes actuales por los que su estudio está muy restringido.

Imagen 49: Estructura planar.

Ondulada (Trough cross-bedding)

Son las más comunes y se caracterizan por tener bases onduldas.

Contracorriente (counter-flow ripples)



A altas velocidades de rodamiento de detritos se forma un fuerte vórtice en el frente en contra la corriente en su base de la cara lo suficiente fuerte para generar ripples que migran a corta distancia hacia arriba de dicha cara.

Imagen 50: Contracorrientes en una duna.

Hummocky

Son estructuras de alta energía con laminación de bajo ángulo ligeramente ondulante cuyo espesor aumenta y disminuye lateralmente y muestra suaves discordancias internas.

Imagen 51: hummocky



Swaley

Son muy parecidas a las Hummocky pero con mayor ángulo.

Imagen 52: Swaley

Imagen 53: Estructuras Hummocky y swaley



A. RIPPLES O RIZADURAS

El primer tipo de estructuras sedimentarias que se originan cuando se incrementa el flujo son los "ripples". Es decir, son originadas por las corrientes de bajo flujo o por efectos de oleaje (Corrales, I. et al, 1977). Los "ripples" pueden clasificarse en función de su morfología en simétricos y asimétricos. En base a la forma de sus crestas se dividen en ondulados, linguoides, acuspidados, lunados y romboidales. En razón de su tamaño se pueden encontrar pequeños o grandes (o mega "ripples") siendo su límite hasta los 60 cm, de mayor longitud son "ripples" gigantes. En cuanto a la estructura interna los "ripples", estas desarrollan laminaciones en dirección frontal, mientras que en la zona superior se considera como superficie de erosión y hacia la parte basal se pueden desarrollar una gran cantidad de láminas.

Según Pettijohn (1975), los "ripples" se dividen genéticamente en; en “ripples" de corriente y de oscilación o de olas. Los primeros originados por flujos unidireccionales, mientras que los segundos están en función de la velocidad de la ola y de la granulometría.

Los "ripples" ocurren en diferentes ambientes; dunas, deltas, plataformas oceánicas, etc. Además se consideran que los ripples" y la laminación cruzada a gran escala determinan polaridad en una serie estratigráfica.

También podemos señalar la estratificación bimodal ("Herring bone"), la cual está formada por dos grupos de láminas orientadas formando cierto ángulo, la cual le confiere la forma de "espina de pez", este tipo de estratificación probablemente es debido al flujo y reflujo de las mareas (Coleman y Sherwood, 1965).

Ripples de corriente (current ripples)

El flujo dentro de la subcapa viscosa está sujeto a irregularidades conocidas como barridos turbulentos, se mueven granos por laminado o saltación y crean agrupaciones locales de granos. Estas agrupaciones son sólo unos pocos granos de alto pero una vez que se han formado crean pasos o defectos que influencia el flujo cerca de la superficie de la capa. Este flujo se puede visualizar en términos de líneas de corriente en el fluido, líneas imaginarias que indican la dirección del flujo.



Imagen 54: Esquema que describe los Ripples de corriente.

Debajo esta línea de corriente se encuentra una región conocida como la separa ción burbuja o zona de separación. Expansión de flujo sobre el paso resulta en un aumento de la presión y la tasa de transporte de sedimentos se reduce, lo que resulta en la deposición en el lado de sotavento del paso.

Imagen 55: Estructura de los Ripples de corriente



Ripples de oleaje (wave ripples)

Una onda es una perturbación que viaja a través de un gas, líquido o sólido, implica la transferencia de energía entre las partículas. En su forma más simple, hacer ondas no implican el transporte de masa, y una forma de onda implica un movimiento oscilatorio de la superficie de la agua sin ningún movimiento neto de agua horizontal. La forma de onda se mueve a través de la superficie del agua en la manera se ve cuando una piedra cae en el agua quieta.

Cuando una ola entra en aguas muy poco profundas la amplitud aumentos y luego la ola rompe creando el movimiento horizontal de las ondas; se ven en las playas de lagos y mares.

Una sola onda puede ser generada en un cuerpo de agua tal como un lago o el mar como resultado de una entrada de energía en un fenómeno terremoto, deslizamiento de tierra o similar. Los tsunamis son olas producidas por un solo eventos. Trenes de ondas continuas están formados por viento que actúa sobre la superficie de un cuerpo de agua, el cual pueden variar en tamaño, desde un estanque a un océano. La altura y la energía de las olas se determina por la fuerza del viento y el fetch, la extensión de agua a través de donde sopla el viento generadores de onda. Las ondas generalmente en los océanos abiertos pueden viajar mucho más allá de las áreas en las que se generaron.



La formación de ondas wave en el sedimento producido por movimiento oscilatorio en la columna de agua debido a las ondulaciones de la ola en la superficie del agua. Nota que no hay movimiento lateral global del agua, o de los sedimentos. En profundidad el agua reduce la fricción interna de la ripples de oscilación y las olas no forman en el sedimento

En vista de planta las ondas tienen largas y rectas crestas; estas características se pueden observar en el plano de capas de rocas sedimentarias. En vista transversal las ondulaciones son generalmente simétricas de perfil, láminas dentro de cada onda en ambas direcciones y se superponen. Estas características se pueden conservar en laminación cruzada generada por la acumulación de sedimento influenciado por las ondas. La ondulación de onda se puede formar en cualquier sedimento no cohesivo y es principalmente visto en sedimentos gruesos y la arena de todos los grados. Si la energía de las olas es alto suficientes onda ondas se pueden formar en gránulos y guijarros, formando ondulaciones de grava con longitudes de onda de varios metros y alturas de decenas de centímetros.

Imagen 56: Formas de riples de oleaje: ondulaciones grano producido cuando el

movimiento oscilatorio sólo es capaz de mover el granos en la superficie de la capa y

agitar ondas están formados por ondas de energía más altos en relación con el

tamaño de grano del sedimento.



Imagen 57: Estratificación interna en ondas de onda que muestran laminación cruzada

en direcciones opuestas dentro de la misma capa. La longitud de onda puede variar

desde unos pocos centímetros a decenas de centímetros.

B. ESTRATIFICACIÓN LENTICULAR Y FLASSER

Estas estructuras sedimentarias inorgánicas se originan por depósitos alternativos de migración de “ripples” yde decantación de materialmas fino (arcilla) en los surcos de los "ripples".

La estratificación flasser tiene lugar en áreas donde existe una sedimentación tipo "ripple" con alternancia de períodos de quietud y de corriente. Partiendo de que existan en el área sedimentos tipo arena y arcilla. Las arenas pueden formar "ripples", mientras que las arcillas se depositan en períodos de quietud de la corriente. La formación de estas estructuras dependerá del contenido de arcilla, si existen escasa cantidades, esta se decantara en los valles dejados por los "ripples" de arena, formado la estructura flasser. Sipor el contrario, los contenidos de arcilla son importantes y se produce un aporte de arena deficitario para formar un tren de "ripples", los cuerpos o lentes de arena quedaran aislados recubiertos por el material arcilloso formando la estructura lenticular.

En base a los tipos de "ripples" y a la disposición de los lentejones se pueden obtener las siguientes modalidades de estratificación (Corrales, I. et al ,1977); Lentejones aislados con estructura "ripple" de corriente o de oscilación y lentejones unidos con estructura "ripple" de corriente o de oscilación.

Estos tipos de estratificación pueden desarrollarse en varios medios sedimentarios, en donde existan las condiciones de déficit de sedimentos (arena lenticular y arcilla en la flasser) y en medios de energía cambiante entre turbulenta y tranquila.

Siendo estas las condiciones existentes generalmente en ambientes de intramarea (Corrales, I. et al, 1977).



Imagen 58: Capa lenticular y flasser en depósitos que son mezclas de arena y lodo.

C. ESTRATIFICACIÓN GRADADA (NORMAL GRADDING AND REVERSE GRADDING)

Es una estructura primaria inorgánica sin-depositacional y se da cuando en la lámina o estrato hay una variación textural en sentido vertical, este ordenamiento interno de disminución progresiva del tamaño del grano desde la parte inferior a la parte superior del estrato o lámina, es típica de ambientes turbidíticos, aunque pueden hallarse en otros medios sedimentarios. (A-gueda, J. et al, 1983).

Este proceso selectivo del tamaño del grano de mayor a menor dentro del estrato se le denomina granuloselección y se considera un criterio de polaridad de las capas de importancia en la aplicación de la geología de campo, la cual nos permite conocer el tope y la base con facilidad (Corrales et al, 1977)

Genéticamente se considera formado como un proceso de decantación del material de suspensión en la medida que decrece la velocidad de la corriente, los cuales se depositan por efectos gravitatorios, al disminuir progresivamente la capacidad del transporte. Es considerada hidrodinámicamente como de régimen superior o de flujo elevado.

El movimiento del agua cargada de sedimentos en las corrientes de turbidez, responsables en gran medida de esta estratificación, producen diversas marcas sobre la parte inferior de los planos de estratificación del lecho gradado, las cuales proporcionan otro medio para la determinación de las paleocorrientes.



Imagen 59 : Estratificación gradada, muestra los clastos más gruesos en la parte baja,

y los más finos en la parte del techo del estrato.

D. ESTRATIFICACIÓN MASIVA

Según Pettijohn (1975), esta estructura sedimentaria aunque no es muy común encontrarlas en las unidades de sedimentación, puede generarse debido a varias causas; un estrato puede ser masivo debido a procesos diagenéticos. Esto es característico en ciertas lutitas y dolomitas que han sido recristalizadas. Además las estructuras primarias pueden ser completamente destruidas en un estrato por una intensa degradación orgánica.

Las estratificaciones masivas típicas son a menudo observadas en granos finos en ambientes deposicionales de baja energía, tales como en arcillas, margas, calcilutitas, en rocas arrecifales " in situ" (bolititas) que comúnmente carecen de estratificación.

Las areniscas con estratificación masiva son raras. Son más frecuentemente observadas en arena con buen escogimiento, donde las estructuras sedimentarias no pueden ser delineadas por variaciones texturales. Este tipo de estructura sedimentariapuede ser restringida a depósitos de flujos de barro, flujo de detritus y en las partes más bajas de las turbiditas.



Imagen 60: Estratificación masiva, muestra el mismo tipo de grano en toda la

estructura.

E. GRIETAS DE DESECACIÓN (MUDCRACKS)

Una arcilla rica en sedimentos cohesivos y las partículas individuales tienden a pegarse entre sí cuando se seca sedimentos fuera. Cuando el agua pierde el volumen se reduce y grupos de los minerales de arcilla se separan desarrollar grietas en la superficie. En condiciones subaéreos un modelo poligonal de grietas se desarrolla cuando se seca sedimentos fangosos por completo: se trata de grietas de desecación.

La separación de grietas de desecación depende en el espesor de la capa de lodo húmedo, con un más amplio espaciamiento se producen en depósitos más gruesos. En sección transversal grietas de desecación hacia abajo cónicos y los bordes superiores puede enrollar si toda la humedad en el lodo es expulsado. Los bordes de las grietas de desecación se eliminan fácilmente por las corrientes posteriores y puede se conserven como barro chips o copos de lodo en el que cubre los sedimentos. Las Grietas de desecación son más claramente preservadas en rocas sedimentarias cuando las grietas se llenan de lodo o arena lavada en el agua o arrastradas por el viento. La presencia de grietas de desecación es un indicador muy fiable de la exposición de los el sedimento a las condiciones sub-aéreos.



Imagen 61: Grietas de desecación

F. GRIETAS DE SINÉRESIS (SYNERESIS CRACKS)

Las grietas de sinéresis son grietas de contracción que se forman bajo el agua en los sedimentos arcillosos (Tanner 2003). Como la capa de arcilla se asienta y compacta se contrae para formar grietas individuales en la superficie del lodo. En contraste con la grietas de desecación, grietas de sinéresis no son poligonales pero son simple, recta o ligeramente curvas. Esta grietas de contracción subacuática se han formado experimentalmente y tienen a formar rocas sedimentarias, aunque algunos de estos acontecimientos han sido reinterpretados como desecación grietas (Astin 1991). Ni grietas de desecación ni fisuras de sinéresis se forman en limo o arena ya que estos materiales más gruesos no son cohesivos..

Imagen 62: Grietas sinéresis en lutitas, que se cree formado por la contracción

subacuática.



2.2.3. POTS-DEPOSICIONALES

Un cuerpo de sedimentos depositados en tierra o en el mar normalmente experimenta significativa modificación antes de convertirse en una roca sedimentaria. Física, química y, en cierta medida, procesos biológicos que actúan sobre el sedimento en escalas que van desde lo molecular a toda la cuenca. En general, estos procesos cambian los sedimentos en rocas sedimentarias por compactación detritos suelto y añadiendo material para crear cementos que se unen a los sedimentos. Los cambios químicos se producen para formar nuevos minerales y sustancias orgánicas, y procesos físicos afectan a las capas en pequeña y gran escala. Un producto importante de estos procesos post-deposición es la formación y la concentración de los combustibles fósiles: el carbón, el petróleo y el gas natural son todos los productos de los procesos dentro de los estratos sedimentarios que ocurrir después de la deposición.

A. ESTRUCTURAS ALMOHADILLADAS O PSEUDONÓDULOS

Son estructuras similares a la anterior, pero en este caso no existen estructuras de los estratos. Esta estructura deformada presenta formas variadas y entre ellas dominan las formas planas o cóncavas hacia el techo y convexas hacia la parte inferior, aunque son raramente esféricas son más comúnmente elipsoidales. El paquete de sedimentos (ballorpillow) puede variar de pequeños centímetros a varios metros de diámetros.

Imagen 63: Estructura almohadilladas en roca sedimentaria. En negro el nivel pelitico,

punteados los niveles arenosos.



Imagen 64: Grandes almohadillas en el Flysch de la playa de Itzurun (Zumaya,

Guipúzcoa).

Se presentan pseudonódulos de areniscas principalmente, aunque se pueden presentar con series carbonatadas redondeados por materiales arcillosos. (Corrales. I, et al, 1977.)

El origen de la estructura puede deberse; a la acción de cargas locales debido a un depósito no homogéneo y a la acción de fenómenos bruscos, su importancia radica en la utilización como criterio de polaridad.

B. ESTRUCTURAS DEBIDAS A LA INESTABILIDES

Depresiones y cicatrices de asentamiento (Slump y Slumpscars): Depresiones y cicatrices de depresión son una forma resultado de las inestabilidades gravitacionales en pilas de sedimentos. Cuando una masa de sedimento se deposita en una pendiente por la que a menudo inestable, incluso si la pendiente es sólo una cuestión de un grado o menos. Cuando se les someta a un choque de una tierra terremoto o adición repentina de más sedimentos una falla puede producirse en las superficies dentro del cuerpo sedimento y esto conduce a la caída de material.



Imagen 65: Las inestabilidades dentro de las capas resultan en partes de la sucesión

de depresiones “slump” para formar masas deformadas de material: las cicatrices de

asentamiento son las superficies sobre las cuales produce el movimiento.

Las depresiones de las capas se deforman típicamente mostrando una estructura plegable con las narices de los anticlinales orientadas en la dirección de la pendiente. La superficie izquierda desplomada es una “cicatriz de asentamiento”, que se conserva cuando más tarde sedimentación posterior llena en la cicatriz. Las cicatrices de asentamiento puede ser reconocido en el registro estratigráfico como forma de cuchara superficies en tres dimensiones y que van desde unos pocos metros a cientos de metros de ancho. Son comunes en secuencias deltaicas, pero también puede ocurrir en cualquier material depositado en una pendiente.

Imagen 66: Las capas de estratos en ángulos diferentes son el resultado depresiones

de la rotación de los estratos



Fallas de crecimiento (Growth faults)

Existe un continuo de procesos y de escala entre cicatrices asentamiento y fallas de crecimiento, que son superficies dentro de sucesión sedimentaria a lo largo de la cual hay desplazamiento relativo. Fallas de crecimiento se consideran estructuras sin- sedimentarias, es decir, que se forman durante la deposición de un paquete de estratos.

Ellos se encuentran más comúnmente en sucesiones deltaicas, donde la pendiente de deposición y la superposición de las arenas resultan en una inestabilidad (Collinson 2003; Collinson et al. 2006). Las fallas ocurren en horizontes débiles y se propagan hacia arriba para formar un fallo en forma de cuchara (un fallo lístrico) dentro de la sucesión sedimentaria. El movimiento de las capas encima de la falla más las curvas falladas resultan en una característica rotación de las capas. Las fallas de crecimiento se pueden distinguir de post-deposicional fallas debido a que una simple falla afecta sólo una parte de la sucesión, con capas superpuestas inafectadas por la falla.

Imagen 67: Fallación durante la sedimentación dan resultado la formación de una falla

de crecimiento: las capas a la derecha que se engrosan son evidencia del movimiento

n en el falla durante la deposición.

C. ESTRUCTURAS DEBIDAS A LICUEFACCIÓN

Estratificación convoluta y laminación convoluta (Convolutebedding y colvolutelamination): La estratificación dentro de los sedimentos puede ser interrumpida durante o después de la deposición por localizada y en pequeña escala de licuefacción del material.El rango de estructuras va desde leve turbaciones de estratificación cruzada, al desarrollo de capas muy plegadas y retorcidas llamadas laminación convoluta y estratificación. Estas estructuras se forman donde el sedimento se deposita ya sea en una pequeña pendiente o donde hay una fuerza de



cizallamiento sobre el material debido al flujo de fluido suprayacente (Leeder 1999; Collinson et al. 2006). Los pliegues en las capas tienden a ser asimétricas, con las narices de los anticlinales que apuntan cuesta abajo o en la dirección del flujo. La laminación retorcida es particularmente común en turbiditas, donde puede ser visto dentro del laminado y laminado cruzado en partes de las capas.

Imagen 68: Laminación convoluta y estratificación convoluta resultado de la

licuefacción local de depósitos.

Imagen 69: Laminación convoluta en arenisca fina y lutita formado como resultado de

caída.

Estratificación cruzada volcada (Oberturnet cross-stratification) Arenas depositadas por avalanchas por la ladera de sotavento de dunas submarinas están más o menos llenas y saturadas con agua. Son fácilmente licuadas y puede ser deformado por el esfuerzo cortante causado por una fuerte actividad sobre un conjunto de capas cruzadas. La cizalladura de la parte superior parte de las capas cruzadas crea una forma característica llamado “estratificación cruzada recumbente” o “estratificación cruzada volcada”.



Imagen 70: Estratificación cruzada volcada en areniscas de 60 cm de espesor: éstas

habrían sido originalmente depositado como simples capas cruzadas por la migración

de una duna subacuática y, posteriormente, la parte superior del conjunto transversal

ha sido deformada por la tensión de cizalla de un flujo sobre la parte superior.

D. ESTRUCTURAS DEBIDAS A FLUIDIZACIÓN

Estructuras “dewatering” de plato y pilar (Dish and pillar structures):Las deformaciones de sedimentos blandos formados por procesos de fluidización son llamadas “estructuras dewatering” como el resultado de la expulsión de agua de los poros de una capa. “Estructuras dish” estructuras son interrupciones cóncavas en las capas de sedimentos unos pocos centímetros hasta decenas de centímetros de diámetro formados por el movimiento ascendente de fluido (Leeder 1999; Collinson et al. 2006). A menudo a través de láminas finas de arcilla que son la causa de las barreras locales para el flujo del fluido dentro del sedimento. En vista de planta forman estructuras poligonales. “Estructuras de Pilar”, también conocido como tubos de elutriación, son canales de escapes de agua verticales que pueden ser tubos simples o tener una forma vertical en forma de hoja. Estructuras Dish y pilares menudos se presentan juntas, aunque pueden formarse por separado.



Imagen 71: El movimiento del fluido de capas inferiores resulta en la formación de

“estructuras dewatering”

Diques clásticos (Clasticdykes): La fluidización de una gran cantidad de sedimento en el subsuelo puede resultar en elutriación del sedimento y la formación de diques clásticos verticales de centímetros a decenas de centímetros de diámetro. Estos cuerpos laminares verticales son típicamente de arena fina y estratificación cruzada. La arena puede mostrar algunas capas paralelas a las paredes del dique pero por lo demás sin estructura. Una distinción debe hacerse entre diques clásticos.

Imagen 72: Dique clastico; 1: arenisca, 2: lutita, 3: dique clástico



Imagen 73: Dique clástico.

Una distinción debe hacerse entre diques clásticos, que se inyectan desde abajo, y se llena fisura formado por el relleno pasivo desde arriba de las fisuras y grietas en las capas subyacentes. “Fissure fills” (fisura llena) es una forma donde se producen grietas en la superficie debido a la actividad de un terremoto o cuando se abre grietas en el proceso kárstico de meteorización. Por lo general, puede ser distinguirse de los diques clásticos porque es hacia abajo, se puede llenar con cualquier tamaño de clasto (es común brechas) y puede mostrar múltiples fases de apertura y relleno donde se encuentran los terremotos relacionados. El término "dique neptuniano " se ha utilizado en el pasado para estas fisura llena.

Volcanes clásticos y Sand (volcanoes and Strudedsheets):

Los sedimentos licuados traídos a la superficie en forma aislada por “tuberías” emergen para formar pequeños volcanes de arena a pocas decenas de centímetros a metros de diámetro. Estas erupciones de arena en la superficie sólo se pueden preservar si baja condiciones energéticas evitan que la arena está revisado por corrientes. La Arena sube a la superficie a través de un dique clástico y también puede extenderse en la superficie como una “lámina extruida” de sedimento arenoso. Estas láminas puede ser difícil de reconocer sin una conexión con un dique clástico subyacente. Son intrusiones de forma de 'sills' de arena, pero puede ser también dificulto de identificar.



E. ESTRUCTURAS DEBIDAS A CARGAS

Improntas de carga (Load cast):

Si un cuerpo de material de relativa baja densidad es cubierta por una masa de mayor densidad, el resultado es una situación inestable. Si ambas capas son relativamente húmedas, la de menor densidad será aplastada e intentará moverse hacia arriba a través de una débil explosión en la capa superior, forzándolo a deformarse. Las improntas de carga se forman en las arenas de mayor densidad hundiéndose parcialmente en la capa infrayaciente de arcilla formando estructuras “bulbos”. La arcilla también puede ser forzada a introducirse en la arena formando estructuras de “flama”. También la arena es forzada a bajar formando estructuras de carga “esféricas” de arena posiblemente aisladas en las capas de arcilla. Estas estructuras de cargas también son llamadas “estructuras de esferas y pilas”.

Imagen 74: Improntas de carda y estructuras esféricas y de pilas, donde los

sedimentos densos, típicamente arena, es depositada en la cima de arcilla.

Diapirismo “Diapirism”:

En casos donde la inestabilidad debido a la diferencia de densidades entre las capas inconsolidadas de sedimentos resulta en movimientos de material en una mayor escala es conocida como “Diapirismo”. Este proceso puede ocurrir en un rango variado de rocas y sedimentos, pero es más común observarlas donde el contraste de densidades es muy marcado y la capa con menor densidad es relativamente movible. La densidad aparente de una capa de roca o sedimento es determinado por dos factores: a) la densidad de los minerales y b) la proporción del material que es ocupado por espacios de poros rellenos con gas o agua. Existen dos tipos de diapirismo que son comúnmente vistos en sucesión de sedimentos, diapirismo de sal y diapirismo de arcillas, y tienen dos importantes implicaciones en sedimentología y estratigrafía: primero, las estructuras diapíricas pueden crear alturas locales en el fondo oceánico que puede servir para focalizar la deposición de



carbonatos, y segundo, el diapirismo puede crear estructuras internas que pueden ser trampas de hidrocarburos.

Imagen 75: Estructuras diapíricasnode el material de menor densidad como sal o

arcilla sobresaturada es cubierta por materiales densos.

CAPITULO III: UTILIDAD DE LAS ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS

Para poder hablar de la utilidad e importancia de las estructuras es necesario

recordar que una estructura sedimentaria se podría definir como “una cierta

disposición geométrica de los elementos que constituyen un sedimento. Esta

disposición es una consecuencia de los agentes geológicos.

3.1 SU IMPORTANCIA DEL ESTUDIO DE LAS ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS ES MUY DIVERSA.

La utilidad principal es determinar la polaridad de los estratos el techo y

piso.



Reconstitución del sentido y dirección de corriente.

Determinar las condiciones de transporte, sedimentación, litificación y

diagénesis; paleogeografía de las paleocorrientes.

Determinación del ambiente sedimentario.

Caracterización del medio de depositacion, energía, la profundidad.

Cambios físicos y químicos ocurridos luego de la sedimentación.

3.2 La utilidad principal es determinar la polaridad de los estratos el techo y piso

La distancia entre el piso de una capa (piso= límite inferior) y techo (límite

superior) se llama espesor real. Sí la capa está cortada aparece un espesor

aparente. El espesor aparente es siempre igual o mayor del espesor real. Para

secciones perpendiculares a la dirección de inclinación vale: sen(manteo) =

Espesor real / Espesor aparente. En terreno normalmente el espesor aparente

y el manteo (brújula) están conocidos. Entonces para calcular el espesor real

vale: Espesor real = sen(manteo) * Espesor aparente.

Actualmente los dos "leyes" forman base de la estratigrafía - especial en las

definiciones de una relación vertical o una relación horizontal en distintos

lugares o facies.

3.3 Utilidad En La Reconstitución del sentido y dirección de corriente.En un sedimento arenoso sometido a un flujo (de aire o agua) continuo cuya

velocidad se va incrementando (o cuya granulometría se va variando), irán

apareciendo progresivamente diversas estructuras sedimentarias. Si se parte

de cero y se va aumentando el flujo aparece el primer tipo de estructura

sedimentaria primaria, los ripples. A continuación las dunas (téngase presente



que el término duna en sedimentologia no es referible a un determinado tipo de

depósito eólico, sino a una determinada forma de estrato). Luego aparecerá la

laminación paralela. Si se aumenta el flujo se deformaría la laminación paralela

dando lugar a los standing waves, y finalmente aparecerá un tipo de capa

caracterizada por su forma, laminación y génesis y que recibe el nombre de

antiduna

3.4 Utilidad en Determinar las condiciones de transporte, sedimentación, litificación y diagénesis

Diagénesis temprana: la cuál ocurre a baja profundidad del sepultamiento ( a

menos de 50 mts), durante pocos miles a cientos de miles de años, y en

algunos casos se lleva a cabo por interacción de agua marina y procesos del

fondo marino. Durante esta etapa se desarrollan los procesos iniciales de

litificación y compactación.

Diagénesis tardía: durante estos los eventos posteriores son más lentos y de

mayor duración.



3.5 Utilidad en la Determinación del ambiente sedimentario.

Un sistema que se propone clasifica las cuencas sedimentarias, en todo el

mundo, en específico, así como categorías generales. La historia geológica de

cada cuenca se puede subdividir en los ciclos utilizando tres parámetros: la

tectónica de la cuenca que forman, secuencias de depósito y la tectónica de la

cuenca modificar. Cuencas sedimentarias pueden ser simples, con uno o dos

tectónicas / ciclos sedimentarios, o pueden ser complejas cuencas historia poli

con muchos diferentes ciclos y eventos. hay ocho tipos de ciclo simple en esta

clasificación, que cubren margen continental, continental y las zonas

oceánicas, los ocho tipos básicos del ciclo, su depósito se llena, y

modificadores tectónicas se han dado símbolos de letras y números para que la

historia de la geología específica de cada cuenca se puede escribir como una

fórmula. Estas fórmulas se podrán comparar y promovido las similitudes o

diferencias entre cuencas.

3.6 Utilidad en Determinar las condiciones de paleogeografía de las paleocorrientes.

Algunos fósiles tienen una característica y se repiten en varias zonas pero

siempre en la misma época - entonces fósiles guías. Hoy día solamente hay

que relativa el "cada" (cada estrato tiene....) y cambiarlo en "algunos": Algunos

estratos tienen un contenido característico en fósiles.



3.7 Utilidad en la Correlación entre capasEn los cortes geológicos generalmente se observan alternancia de capas de

diferente composición.

* La alternancia mas importante desde el punto de vista estructural es la

estratificación rítmica.

* Cuando existen movimientos oscilatorios de emersión e inmersión: se tiene

disposición paralela entre capas de mica, partículas planas de arcilla y

acumulaciones del detritus vegetal.



Las Estructuras Sedimentarias Es Útil En:

Ecología Biología Química

Paleo ecología Paleontología Geoquímica

Paleogeografía Litoestratigrafía

Paleoclimatología Geología histórica Bioestratigrafía

Cronoestratigrafía

Geología aplicada ESTRATIGRAFIA Magnetoestratigrafí

a

Quimioestratigrafía

Petrología Sedimentología Estratigrafía

secuencial

Mineralogía Análisis de cuencas

Geodinámica

interna

Geodinámica

externa

Geofísica

Climatología Edafología Física

CONCLUSIONES.

• Se logró estudiar conceptos fundamentales de la estratigrafía y

sedimentología.

• Se detalló la definición de estrato.

• Se logró diferenciar los conceptos de laminación de la estratificación.



• Se logró conocer el origen y la utilidad de las estructuras de la

sedimentación.

BIBLIOGRAFIA

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http://introgeo.gl.fcen.uba.ar/Introduccion/TPpracticos/TP-Claudia/

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http://introgeo.gl.fcen.uba.ar/Introduccion/Tprocasyestrucsedim/

TProcyestrucsediment.PDF.

BOGGS, S. (1995). “Principles of Sedimentology and Stratigraphy”,

2ª edición, Prentice Halls, Inc.

VERA TORRES, J. A. (1994). “Estratigrafía”.Edit. Rueda.


unidad ii sedimentologia y estratigrafia

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