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Universidad Nacional de Cajamarca

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UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA FACULTAD DE INGENIERIA

ESCUELA ACADEMICA PROFESIONAL DE INGENIERIA GEOLOGICA

MODULO DE APRENDIZAJE

ASIGNATURA: SEDIMENTOLOGIA Y ESTRATIGRAFIA

Docente: Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

Cajamarca, Agosto del 2 013

Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

Sedimentología y Estratigrafía

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INDICE INTRODUCCIÓN……………………………………….......................................................................... UNIDAD I 1.1 1.2 1.3 1.4 1.5

1.6 1.7 1.8 1.9

:

01

CONCEPTOS GENERALES

Relación con otras ciencias…………………………………………………………………………………… 02 Definición: Sedimentología, Estratigrafía – principios y objetivos ………………………… 03 Procesos de la formación de las rocas sedimentarias…………………………………………… 05 Representación gráfica de una columna litológica, tipos y modelos……………………. 07 Conceptos básicos y elementales: sedimento, sedimentología, estrato, capa, estratigrafía, estratificación, meteorización, intemperismo, detritos, diagénesis, litificación, secuencia, facies, roca sedimentaria, columna, laminación, ………………………………………………… 19 Secuencia elemental o secuencia de BOUMA……………………….……………………………… 19 1.6.1 Secuencia Positiva o directa, Secuencia Negativa o inversa, Bisecuencia o bimodal. Ciclo secuencia o ciclo sedimentario, rítmico, en haces, homogénea, uniforme, aleatoria.20 Variación de estratos en orden y magnitud…………………………………………………………… 22 Geometría de los estratos y tipos de superficie……………………………………………………… 23

UNIDAD II

: ESTRATIFICACIÓN Y VARIACIÓN EN LA ESTRATIFICACION

2.1 Estratificación…………………………………………………………………………………………………………………. 2.1.1 Estratificación y laminación……………………………………………………………………….. 2.1.2 Superficie de estratificación………………………………………………………………………. 2.1.3 Causas de la estratificación……………………………………………………………………….. 2.1.4 Origen de laminación…………………………………………………………………………………. 2.1.5 Medida de la estratificación…………………………………………………………….…………. 2.1.6 Forma de los estratos…………………………………………………………………………………. 2.2 Estructuras de sedimentación…………………………………………………………………………………………. 2.2.1 Estructura orgánica……………………………………………………………………………………. ◊ En función del tipo de actividad del animal……………………………………………. ◊ En función a la morfología……………………………………………………………………… ◊ Significado Paleo Ambiental…………………………………………………………………….

24 24 26 26 28 28 29 32 32 32 32 33

2.2.2

Estructuras inorgánicas………………………………………………………………………………. ◊ Pre-deposicionales…………………………………………………………………………………… ◊ Sin-deposicionales…………………………………………………………………………………… ◊ Pots-deposicionales………………………………………………………………………………….

33 33 34 37

2.2.3

Utilidad de las Estructuras Sedimentarias ………………………………………………….

39

UNIDAD III

:

AMBIENTES SEDIMENTOLOGICOS Y MEDIOS SEDIMENTARIOS

3.1 Medios Sedimentarios (clasificación)…………………………………………………………………………… 3.1.1 Medios Ambientales Continentales…………………………………………………………… 3.1.1.1 Medio Eólico……………………………………………………………………..………… 3.1.1.2 Medio Glacial……………………………………………………………………………… 3.1.1.3 Medio Aluvial……………………………………………………………………………… 3.1.1.4 Medio Fluvial (clasificación)………………………………………………………… 3.1.1.5 Dinámica del Medio Lacustre ……………………………………………………… 4.2.1.6 Dinámica del medio Palustre (pantanos)……………………………………… 3.1.2 Medios Ambientales Transicionales…………………………………………………………… 3.1.2.1 Medios deltaicos…………………………………………………………………………. 3.1.2.2 Transgreciones y regresiones……………………………………………………… 3.1.2.3 Medios Costeros…………………………………………………………………………. 3.1.2.4 Medio playero: Llanura de marea (tidal flats)……………………………. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

41 41 42 43 46 48 51 55 58 58 62 64 67

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3.1.3

UNIDAD IV

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3.1.2.5 Medios estuarios…………………………………………………………………………. 3.1.2.6 Medios Lagoons……………………………………………………………………………. 3.1.2.7 Medio Plataforma carbonatada…………………………………………………… Medios Ambientales Marinos……………………………………………………………………… 3.1.3.1 Abanicos submarinos……………………………………………………………………… 3.1.3.2 Morfología de los fondos marinos…………………………………………………. 3.1.3.3 Plataforma continental…………………………………………………………………… 3.1.3.4 Talud y Borde…………………………………………………………………………………. :

DISCORDANCIAS Y SECUENCIAS ROCOSAS

4.1 Discordancia y discontinuidades…………………………………………………………………………………………. 4.1.1 Discordancia angular y/o erosiva: criterios de reconocimiento en el campo… 4.1.2 Criterios de reconocimiento de discordancia en el subsuelo………………………… 4.1.3 Discordancias sin tectónica y progresivas……………………………………………………… 4.1.4 Cambio lateral de las superficies de discontinuidad ……………………………………… 4.2 Discontinuidades y rupturas sedimentarias………………………………………………………………………… 4.2.1 Discontinuidades locales y regionales…………………………………………………………… 4.3 Interpretación genética de las discontinuidades………………………………………………………………… 4.4 Interés del estudio de las discontinuidades………………………………………………………………………… UNIDAD V

68 69 69 70 71 73 74 76

78 81 82 83 83 84 84 84 85

: UNIDADES GEO-CRONOLOGICAS, CRONO-ESTRATIGRAFICAS Y LITO-ESTRATIGRAFICAS.

5.1 Nomenclatura estratigráfica……………………………………………………………………………………………… 5.2 Categorías estratigráficas…………………………………………………………………………………………………. 5.2.1 La bio – estratigrafía…………………………………………………………………………………… 5.2.2 La lito – estratigrafía…………………………………………………………………………………… 5.2.3 Cro – estratigrafía………………………………………………………………………………………… 5.2.4 Geo– cronológicas…………………………………………………………………………………………

86 86 86 86 86 86

5.3 Jerarquía de unidades estratigráficas………………………………………………………………………………… 87 5.3.1 Definición de las unidades estratigráficas formales…………………………………… 87 ◊Requisitos, estratotipo………………………………………………………………………………… 88 5.3.2

Unidades lito- estratigráficas………………………………………………………………………. 89 ◊ La Formación como unidad fundamental...………………………………………………… 90 ◊ Unidad de miembro: subdivisión ………………………………………………………………. 90 ◊Unidad de banco………………………………………………………………………………………… 91

5.3.3

Unidades lito- estratigráficas Grupo……………………………………………………………. 92 ◊Nomenclatura:fuente de nombre…………………………………………………………………. 92

5.3.4

Unidades Bio- estratigráficas………………………………………………………………………… 92 ◊ Biozona: tipos. Zonas de asociación, extensión, concurrentes y de apogeo… 92 ◊Nomenclaturadelas unidades bio-estratigráficas………………………………………… 95

5.3.5

Unidades Crono-estratigráficas…………………………………………………………………… 96 ◊Definición: uso, límites…………………………………………………………………………………. 96 ◊Criterio de tiempo: fósiles, métodos radiométricos, piso y serie………………… 96

5.3.6

Unidades de sistema…………………………………………………………………………………… 99 ◊ Eratema: clasificación geo-cronológica………………………………………………………. 99

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UNIDAD VI

:

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CORRELACIONES ESTRATIGRAFICAS

6.1 Definición y tipos de correlación estratigráfica, lito, bio, y crono correlación ………………… 6.2 Métodos de correlación físicos……………………………………………………………………………………….. 6.2.1 Propiedades físicas……………………………………………………………………………………. 6.2.2 Métodos litológicos……………………………………………………………………………………. 6.2.3 Métodos radiométricos………………………………………………………………………………. 6.2.4 Métodos litoestratigráficas………………………………………………………………………… 6.3 Métodos basados en fósiles……………………………………………………………………………………………… 6.3.1 Métodos paleoecológicos…………………………………………………………………………… 6.3.2 Métodos biocronoestratigráficos………………………………………………………………. 6.4 Validez de los métodos de correlación según la escala……………………………………………………. 6.4.1 Correlación local………………………………………………………………………………………… 6.4.2 Correlación regional…………………………………………………………………………………… 6.4.3 Correlación global………………………………………………………………………………………. UNIDAD VII

:

LÉXICO Y CÓDIGOS ESTRATIGRAFICOS

7.1 Comisión Americana sobre la nomenclatura estratigráfica……………………………………………… 7.2 Preámbulo………………………………………………………………………………………………………………………… 7.3 Categorías de las unidades estratificadas………………………………………………………………………… 7.4 Nombre y unidades formales e informales……………………………………………………………………… 7.5 Unidades estratigráficas de las rocas………………………………………………………………………………. 7.6 Rango de las unidades estratificadas………………………………………………………………………………. 7.7 Nomenclatura de las unidades estratigráficas de las rocas……………………………………………… 7.8 Revisión de la clasificación y nomenclatura estratigráfica de las rocas…………………………… 7.9 Naturaleza de las Unidades Bioestratigráficas…………………………………………………………………. 7.10 Unidades tiempo estratigráficas rango de las unidades…………………………………………………… UNIDAD VIII

:

102 103 103 104 107 107 112 113 113 114 114 115 116

117 118 119 119 122 125 126 131 132 133

MAGNETOESTRATIGRAFIA

8.1 El campo magnético terrestre ………………………………………………………………………………………….. 8.1.1 Parámetros del campo magnético terrestre……………………………………………….. 8.1.2 Variaciones menores del campo magnético terrestre………………………………… 8.1.3 Origen del campo magnético terrestre………………………………………………………. 8.2 El magnetismo en las rocas………………………………………………………………………………………………. 8.2.1 Minerales magnéticos de las rocas……………………………………………………………. 8.2.2 Medida del paleomagnetismo……………………………………………………………………. 8.3 Inversión del campo magnético terrestre…………………………………………………………………………. 8.3.1 Datos del estudio de los últimos 4ma…………………………………………………………. 8.3.2 Datos de los fondos oceánicos……………………………………………………………………. 8.3.3 Los mecanismos de inversión del campo magnético………………………………….. 8.4 La escala magneto estratigrafía ……………………………………………………………………………………… Tabla crono estratigrafía internacional del año 2013………………………………………………………..

135 135 136 136 137 137 139 141 141 143 144 145 146

Referencias Bibliográficas…………………………………………………………………………………………… 149

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INTRODUCCION A LA SEDIMENTOLOGIA Y ESTRATIGRAFIA La sedimentología y estratigrafía es una ciencia que recurre como vestigio para la reconstrucción de la historia de la tierra; pueden ser consideradas como una continuación de procesos y productos, ambos en el espacio y tiempo. La sedimentología está interesada principalmente con la formación de rocas sedimentarias, tan pronto como estos estratos de roca sean vistos en función de las relaciones temporales y espaciales, el estudio pasa a ser estratigráfico. Similarmente, si el estratígrafo desea interpretar las capas de roca en función a los ambientes del pasado, la investigación es sedimentológica. Por lo tanto, es apropiado considerar la sedimentología y estratigrafía al mismo tiempo. El punto de partida son los elementos más diminutos partículas de arena, guijarros, cantos rodados, minerales de arcilla, restos de conchas calcáreas, filamentos algáreos, precipitados químicos y otros constituyentes que forman los sedimentos. La sedimentología y estratigrafía no pueden estar aisladas de los otros aspectos de la geología, y en particular, de las placas tectónicas, petrología, paleontología y geomorfología. El uso del término “Estratigrafía” proviene de Orbingy en el año 1852, pero el concepto de capas de rocas, o estratos, representan una secuencia de eventos en el pasado que es mucho más antiguo. Steno-1667, desarrolló el principio de la superposición: “en una secuencia de capas de rocas, cualquier capa de roca es más antigua que la capa que se encuentra encima ella”. La estratigrafía puede ser considerada como una relación entre las rocas y el tiempo; el estratígrafo se encuentra relacionado con la observación, descripción e interpretación de la evidencia directa y tangible encontrada en las rocas para poder determinar la historia de la Tierra. La estratigrafía nos proporciona un marco temporal para las ciencias geológicas. Las edades relativas de las rocas y por lo tanto los eventos que son registrados en aquellas rocas, pueden ser determinadas por simples relaciones estratigráficas (generalmente las rocas más jóvenes yacen sobre el tope de una roca antigua), los fósiles que son preservados en el estrato y las mediciones de los procesos tales como el decaimiento radioactivo de elementos nos permiten datar algunas unidades de las rocas. Una de las más poderosas herramientas que se tienen para predecir el futuro del cambio climático es el registro estratigráfico de los cambios locales y globales en períodos de miles a millones de años. El entendimiento de los procesos evolutivos se derivan del estudio de fósiles encontrados en las rocas de diferentes edades que nos dicen acerca de cómo las formas de vida han cambiado a través del tiempo que puede ser usada para ayudar a encontrar nuevas reservas de yacimientos de minerales y gas. La combinación de la sedimentología y estratigrafía permite reconstruir la arquitectura de la superficie de la Tierra en diferentes tiempos y en diferentes lugares. Además, se puede establecer que en el mismo tiempo existía un mar tropical poco profundo en un lugar, o que allí yacía un océano profundo a pocos kilómetros de donde el sedimento fino fue depositado por las corrientes oceánicas. De esta manera, se puede reconstruir la paleogeografía, la apariencia de un área durante algún tiempo en el pasado y establece los cambios en la paleogeografía a través de la historia de la Tierra. Para completar un modelo gráfico, la distribución de los diferentes ambientes sedimentarios y sus cambios a través del tiempo pueden estar relacionados a las placas tectónicas, ya que la construcción de una montaña crea sedimentos y las placas tectónicas también crean las cuencas sedimentarias donde los sedimentos se acumulan. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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UNIDAD I CONCEPTOS GENERALIDADES 1 .1 RELACION CON OTRAS CIENCIAS La sedimentología, estratigrafía y geología histórica, están recíprocamente relacionados ya que entre ellas se intercambian numerosos datos, al principios la sedimentología se encarga del estudio de la génesis de las rocas sedimentarias y la geología histórica establece la historia de las rocas y todo tiene repercusión en los estratos (estructuras, discontinuidad, discordancias, hiatos...) que son estudiados por la estratigrafía. Todas las ciencias afines a la geología están relacionadas directa e indirectamente, la sedimentología y la estratigrafía se relacionan con la biología a través de la paleontología, ciencia que estudia a los organismos de tiempos pasados. De manera equivalente, a través de la geoquímica se relaciona con la química ya través de la geofísica con la física; tal como se puede apreciar en el siguiente cuadro.

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1.2 DEFINICIÓN: SEDIMENTOLOGIA, ESTRATIGRAFIA – PRINCIPIOS Y OBJETIVOS LA SEDIMENTOLOGÍA: Es la rama de la geología que se encarga de estudiar los procesos de formación, transporte, deposición de material que se acumula como sedimento en ambientes continentales, transicionales y marinos; que normalmente forman rocas sedimentarias. Trata de interpretar y reconstruir los ambientes sedimentarios del pasado (geología histórica). Lombard (1970), dice que es parte de la estratigrafía y que se encargaba de la reconstrucción del medio original (sedimentario) por medio de los datos que aportan los materiales de la capa según su lugar de formación. Reading (1978), indica que está dentro de la petrología sedimentaria, puesto que a diferencia de la estratigrafía, excluye el factor tiempo. Ricci Luchi (1980) dice que los límites están mal definidos. Sedimentología (Grabau-1913): Define como el estudio de la génesis de las rocas estratigráficas es estratigrafía. LA ESTRATIGRAFIA: La primera definición en 1865, consideraba a la estratigrafía como una rama de la geología que estudia el orden y posición relativa de los estratos. Es el estudio de las rocas que determinan el orden y el momento de los eventos en la historia de la Tierra, provee el tiempo nos permite estudiar e interpretar las rocas sedimentarias en función de los ambientes dinámicos. El registro estratigráfico de las rocas sedimentarias forma parte de una base de datos fundamental para entender la evolución de la vida, la Tectónica de Placas y el cambio climático global a través del tiempo. DEFINICION DE SEDIMENTOLOGIA: Estudio científico, descripción, clasificación e interpretación de los procesos de sedimentos y rocas sedimentarias; estudio que incluye el origen, transporte, depósito y litificación. DEFINICION DE ESTRATIGRAFIA: Estudio e interpretación de las rocas estratificadas, que abarca su modo de sucesos, formación, litología, contenido en fósiles, distribución y edad, unidades estratigráficas y su correcta aplicación (propiedades o atributos). DEFINICION DE SEDIMENTOLOGIA Y ESTRATIGRAFIA: Comprende el estudio de los conceptos básicos de la sedimentología, tales como rocas estratificadas (sedimentarias, ígneas y metamórficas), sus ambientes deposicionales, petrografía, estructuras sedimentarias y unidades estratigráficas en el tiempo geológico de la corteza terrestre.

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PRINCIPIOS DE LA ESTRATIGRAFÍA 1. Principio del uniformismo o actualismo: Las leyes que rigen los procesos geológicos han sido las mismas y producen los mismos efectos durante toda la historia de la Tierra. 2. Principio de la sucesión de eventos: Todo acontecimiento que afecte a las rocas es posterior a las mismas. 3. Principio de la superposición de estratos: los niveles superiores serán más recientes que los inferiores. 4. Principio de la horizontalidad original: Los estratos se depositan siempre de forma horizontal o subhorizontal y permanecen horizontales si no actúa ninguna fuerza sobre ellos. 5. Principio de la continuidad lateral: un estrato tiene la misma edad a lo largo de toda su extensión horizontal. 6. Principio de sucesión faunística: Los estratos que se depositaron en diferentes épocas geológicas contienen distintos fósiles, debido a la naturaleza continua e irreversible de la evolución biológica. De igual manera las capas que contienen fósiles pertenecientes a los mismos taxones, aunque sean de diferente litología, serán de la misma edad. OBJETIVOS FUNDAMENTALES

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 Identificación de los estratos y establecimiento de la serie local. Reconocimiento individual de los estratos, su ordenación temporal según su momento de formación, así como la identificación de discontinuidades que marcan un cose en la sedimentación.  Estudio de la polaridad: criterios paleontológicos y/o estratigráficos que nos indiquen la situación del muro y el techo del estrato, que estrato es más antiguo o más moderno, serie normal o invertida.  Análisis de los estratos  Ordenación temporal  Reconocimiento de discontinuidades Si podemos identificar las facies podemos observar que varían a lo largo del tiempo (en la vertical), y nos pasa a otras facies que se llama la variación secuencial.  Análisis paleoambiental Conocimiento de las características del ambiente o de las condiciones a la hora de la sedimentación de cada unidad de tiempo o estratigráfica. Paleogeografía.  Análisis de cuencas Estudio de la evolución espacial y temporal de las unidades de la cuenca. Para ello hace falta el conocimiento de los fenómenos tectónicos, causantes de las zonas emergidas (área fuente) y zonas sumergidas (cuenca madre), que influyen en la evolución de la cuenca. También se debe realizar un estudio de las áreas circundantes.  Aplicaciones de la estratigrafía Como recursos económicos, debido a la disposición de las capas que se encuentran estratificados. Un ejemplo es la porosidad de la roca que puede contener agua o incluso petróleo, que tenderán a migrar para formar yacimientos (acumulaciones de materia prima). Otro ejemplo es el uranio, los bateadores de oro lo encuentran en el rió, pero proviene de un yacimiento anterior. 3 - PROCESOS DE LA FORMACIÓN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS PRINCIPALES TIPOS Procesos exógenos actúan sobre la superficie terrestre relacionada con procesos endógenos. Los procesos fundamentales pueden agruparse en procesos físicos y químicos (incluyen los procesos bioquímicos), que provocan modificaciones en los sedimentos y rocas. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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Tipos: Meteorización física o mecánica Meteorización química - la meteorización física es la fragmentación de la roca del área madre - la meteorización química es la alteración química de los materiales que constituyen el área fuente Otras fuentes de sedimentos son los volcanes, fuente piroclástica. Existen otras partículas procedentes de la fracturación de organismos, los conocemos como bioclastos. Otra fuente cataclástica, falla y cabalgamiento, el movimiento lleva a una fracturación, se llama brecha de falla.

METEORIZACIÓN Son procesos físicos y químicos. La meteorización física rompe los materiales en fragmentos con la misma composición. Los materiales pueden ser directamente transportados normalmente son de tamaño grava, arena, limo. La meteorización química es la modificación química, la descomposición del sedimento hace que los menos estables se pierdan disolviéndose y que el más estable sea difícil de disolver, normalmente el

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cuarzo. Otro efecto de la química es la formación de sedimentos de arcilla (acepción mineralógica y textural de tamaño de grano, fango). El fango es una mezcla de limo y arcillas, pueden dar pellets, ya que son aglutinaciones o agrupaciones de partículas más pequeñas. Los dos tipos de meteorización se dan conjuntamente pero según el tipo de clima predominan una u otra, en el clima seco la mecánica, y en el húmedo la química. La meteorización mecánica tiene como agentes: - temperatura: más bien es la diferencia de temperatura en un espacio corto de tiempo, puede ser de hasta 50º entre la noche y el día. Es importante en zonas desérticas, donde los sedimentos es sometido continuamente a dilatación y contracción. Es más importante en rocas multimineral por el diferente estado de presión-tensión. - agua: al transformarse en hielo, dentro de una fractura, el incremento de volumen aumenta la fisura. Sufre una tensión superficial y la fuerza debe ser mayor. - raíces de vegetales, que hacen algo parecido al hielo. Cuando el vegetal crece, la raíz se ensancha y se produce un efecto de cuña. - corrosión: efecto que produce el viento cargado de partículas tamaño limo. Agentes de la meteorización química:

1.4 REPRESENTACION GRAFICA DE UNA COLUMNA LITOLOGICA, TIPOS Y MODELOS COLUMNA LITOLOGICA Representación de litologías, que muestran distintos atributos de las rocas estratificadas según sea la utilidad que se requiera dar, en función de la escala, morfología y mediante las simbologías convencionales. Para construir una columna estratigráfica, hay que medir en el campo el espesor de todas las capas, empezando por las inferiores y continuando hacia las superiores. Hace falta evitar las estructuras tectónicas que pueden sacar un trozo de la sucesión o bien duplicarla. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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En un mapa se pueden poner diversas columnas, realizadas en lugares diferentes, con el fin de compararlas y visualizar cómo los sedimentos de una misma edad (color) cambian lateralmente de espesor o de facies (tipo de sedimento). Una columna litológica se puede definir como:  Es una ordenación (y representación gráfica) de los estratos correspondientes a un segmento de la sección estratigráfica. Escala máxima 1:100.  Sucesión cronológica de todas las unidades estratigráficas presentes en una región, ordenadas de más antigua a más moderna.  Representación gráfica, a escala, de la totalidad de las unidades estratigráficas, ordenadas temporalmente en el tiempo.

PERFIL

COLUMNA

Gráfico en el que se muestra la aplicación de criterios de edades relativas en capas estratificados que afloran en una sección concreto. Leyenda: A,B,C,D,E,F y G: Unidades formadas por conjuntos de estratos con características afines (unidades litoestratigráficas); a, b…p, intervalo de presencia de diferentes fósiles; T, V, W, X, Y y Z: Conjuntos de estratos caracterizados por su contenido fósil (unidades bioestratigráficas) diferenciables en la sección estratigráfica. B1, B2, B3, y B4.- Unidades bioestratigráfica con referencia temporal a nivel mundial

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Elementos de una columna       

Escala Espesor: tipos y expresión gráfica Cronología Línea de durezas Naturaleza litológica Variaciones litológicas Estructuras sedimentarias

Sección estratigráfica SIMPLE: Levantamiento en una única columna y de manera continúa. Sección estratigráfica COMPUESTA:  

datos de al menos dos secciones complementarios superficies de límite de unidades comunes, de forma que los términos superiores se levantan en un corte y los inferiores en otro.

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Sección estratigráfica local - ordenación vertical y temporal de las unidades litoestratigráficas (y/o estratos y conjuntos de estratos) de una localidad concreta. Sección estratigráfica compuesta regional - Síntesis a partir de secciones estratigráficas locales (simples o compuestas)

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Representación gráfica La columna estratigráfica es un sistema de representación gráfico de carácter: ● Cronológico

● Con sentido reconstructivo sedimentológico.

Simple Columna litoestratigráfica a escala, presenta un ancho variable según facilidad de erosión de cada unidad (más erosionado o resistentes, más ancho o cortos).

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Más compleja 

Columna litológica de ancho constante: estratos y/o unidades litoestratigráficas, ordenadas temporalmente.

Columna con datos texturales (a la derecha) de ancho variable según:

- granulometría (R. detríticas y no detríticas) - tipo textural (R. clásticas, no clásticas y bioquímicas) Se representan tipos de contactos, estructuras de ordenamiento interno y texturas.    

Posición de las muestras sobre la columna litoestratigráfica Estructuras sedimentarias Fósiles (abundancia: característico, raro, frecuente y muy abundante-biozona) Unidades estratigráficas (Crono, lito y bioestratigráficas).

Parámetros sedimentológicos necesarios: Litología. Se determina de acuerdo a las características de los componentes de las rocas, sean sedimentarias, volcánicas y metamórficas. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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Granulometría: cantos rodados, conglomerado, grava, arenas, limos o arcillas. Cuadro de clasificación de los sedimentos en función a la granulométrica (DIN-Wentworth) Color Las capas sedimentarias poseen colores característicos de acuerdo a su litología, aunque esto es variable, siempre es necesario verificarlo por medio de la observación y descripción macroscópica de muestras de mano.

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Textura La textura es el arreglo ó la forma en cómo se orientan los clastos dentro de una capa sedimentaria, mayormente se utiliza los términos matriz-soportante o clastosoportante para describir la disposición de las gravas en sedimentos y conglomerados en rocas sedimentarias detríticas.



Rocas detríticas: granulometría 1. 2. 3. 4. 5.

Lutita 1/16 mm Arena fina 1/16-1/4 mm Arena media 1/4-1/2 mm Arena gruesa ½-2 mm Grava > 2 mm

- Sección granocrecientes y granodecrecientes Rocas Carbonatadas: tipo textural. Clasificación según Dunham 1. 2. 3. 4. 5.

Mudstone Wackestone Packstone Grainstone Boundstone

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 Tipos de contactos:     

Contacto plano neto (línea continua) Contacto plano gradual (línea punteada) Contacto erosivo (línea irregular) Superficies de acreción lateral (línea oblicua a la estratificación) Contactos relacionados con interrupciones sedimentarias

 Estructuras primarias:  Identificación de los tipos de estructuras primarias  Registro de paleocorrientes: medición de su orientación (rumbo y echado).  Señalar si corresponden a la cima o base.

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 Contenido fósil:  Tipo de fósiles.  Condiciones y preservación de los restos fósiles (enteros, fragmentados, moldes)  Localización dentro del estrato (base, cima, al interior, etc.)  Tipo de litología en la que se encontraron.  Cuales están asociados (comparten una misma capa y/o presentan el mismo grado de preservación).  Retrabajados o in situ.

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Clasificación de rocas clásticas y no clásticas:

1.5 CONCEPTOS BASICOS Y ELEMENTALES (SINTETICO) a.- Sedimento: Transferencia de masa de un lugar a otro en la corteza terrestre. b.- Sedimentación: Detríticos fisíco-químicos acarreados y depositados en un lugar o cuenca. c.- Sedimentología: Estudia los sedimentos y sus ambientes de sedimentación, proceso de consolidación, litificación y diagénesis. d.- Detritos: Conjunto de partículas, producidos por el intemperismo en tránsito, rotos y desgastados. e.- Litificación: proceso de consolidación o coherencia. f.- Roca sedimentaria: Equivalente consolidado o litificado de un sedimento. g.- Estratificación: Acción de depositarse en superposición en una serie de estratos. h.- Facies: Conjunto de rocas sedimentarias que pueden ser definido y separado de otros por su geometría, litología, estructura, distribución de paleocorrientes y fósiles. i.- Estrato: Es la unidad elemental de las rocas estratificadas que se reconoce en la clasificación. 1.6 SECUENCIA ELEMENTAL O SECUENCIA DE BOUMA 1.6.1 Secuencia Positiva o directa, Secuencia Negativa o inversa, Bisecuencia o bimodal.

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1.7 CICLO SECUENCIA O CICLO SEDIMENTARIO, RÍTMICO, EN HACES, HOMOGÉNEA, UNIFORME, ALEATORIA. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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Ejemplo de secuencia directa e indirecta de las Formaciones Yumagual y Cajamarca

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1.8.- Variación de estratos en orden y magnitud (polaridad)

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1.9.- Geometría de los estratos y tipos de superficie (horizontalidad)

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UNIDAD II ESTRATIFICACION Y VARIACION EN LA ESTRATIFICACION 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.

Figura 1: Estrato y estratificación. 2.1.1

ESTRATIFICACIÓN Y LAMINACIÓN

a) ESTRATIFICACIÓN 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 piso del estrato al plano de estratificación superior e inferior respectivamente.

Foto 1: Estratificación. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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b) LAMINACIÓN Se 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.

Foto 02: Laminación paralela, 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 Con laminación paralela. Con laminación cruzada (planar, en surco)

Figura 2: Tipos simples de estratos. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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2.1.2 SUPERFICIE DE ESTRATIFICACIÓN Son las superficies que delimitan geométricamente el estrato, llamando techo a la superior, y piso o base a al inferior. Representan una interrupción en la sedimentación, la duración de esta puede ser muy variable. 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.

Figura 03: Tipos de superficies de estratificación.

2.1.3 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. , 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.

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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. LAS INTERRUPCIONES EN LA SEDIMENTACIÓN Las interrupciones en la sedimentación son muy características de medio en las cuales el depósito 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. 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. 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. 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 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).

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2.1.4 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. 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). 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).

2.1.5 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.

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Figura 04: Medidas de dirección y buzamiento de un estratificación.

2.1.6 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. 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 piso.

Figura 05: Tipos simples de geometrías de estratos Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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2.1.7 ASOCIACIONES DE ESTRATOS 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. Aleatoria o de espesor variable: Los espesores de los diferentes estratos superpuestos son muy variables y no presentan ninguna ordenación definida. Estratocreciente: Los espesores tienen una ordenación en lotes de estratos con valores de espesores crecientes hacia el techo, dentro de cada módulo. Este tipo de ordenamiento también se le conoce con el nombre de secuencia negativa.

Foto 03: Areniscas invertidas de estratos crecientes (secuencia inversa -izquierda); estratos decrecientes (secuencia directa -derecha) Formación Punta Noguera, Argentina.





Estrato decreciente: disminución de los espesores de los estratos hacia el techo en cada ciclo (lote- módulo). Este tipo de ordenamiento también se le conoce con el nombre de secuencia directa o positiva (Lombard, 1956). En haces: Los espesores de los estratos se distribuyen por módulo de estratos de espesores uniformes dentro de cada lote y diferentes entre lotes.

Foto 04: En haces Areniscas Cerro Jatum Caga.

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Figura 06: Tipos de asociación de estratos de acuerdo a la distribución de los espesores.

  

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. Heterogénea: Cuando estos cambian de manera desordenada.

Foto 05: Estratificación homogénea.



Rítmica: Cuando alternan ordenadamente dos tipos de litología.

Foto 06: Estratificación rítmica entre areniscas y lutitas-Quebrada Shilcos Negros.



Cíclica: Cuando el módulo que se repite más de dos litologías.

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2.2 ESTRUCTURAS DE SEDIMENTACION Las estructuras sedimentarias se definen como una cierta disposición geométrica de los elementos que constituyen un sedimento, que se originaron en un ambiente. Esta disposición es una consecuencia de los agentes geológicos y de los procesos, con predominio de tipo físico, aunque intervienen asimismo los de tipo químico y biológico. 2.2.1 ESTRUCTURAS ORGÁNICAS Existen muchos organismos capaces de generar estructuras sedimentarias, la mayoría de ellos de hábitat marino. Los constructores de roca y los modificadores o destructores de la textura original de los sedimentos. 1 EN FUNCIÓN DEL TIPO DE ACTIVIDAD DEL ANIMAL A. ORGANISMOS CONSTRUCTORES DE ROCA 

Estructuras arrecifales

Foto 7: Ejemplos de campo de facies arrecifales de la Formación Canadá en la localidad de Peran



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.

Foto 08: Restos de una malla de algas en Aragon-España. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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

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Estromatolitos: 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.

Foto 09: Estromatolitos precámbricos de la Formación Alta (Noruega).

ORGANISMOS SEDIMENTO.

DESTRUCTORES/MODIFICADORES

DE

LA

TEXTURA

ORIGINAL

DEL

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: Tras la consolidación, en la superficie de estratificación donde se ha marcado la huella original (marca -marks)tenemos: -

En el techo o parte superior del primer estrato, la huella original. En la base o piso del segundo estrato, la contrahuella o contramolde (calcocast).

2.2.2 ESTRUCTURAS INORGÁNICAS PRE-DEPOSICIONALES Son estructuras que se desarrollan entre los estratos de manera predominantemente erosional. Se manifiestan como marcas (marks) 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 paleocorriente que los originó, dentro de ellas tenemos: Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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MARCAS DE EROSIÓN DE LA CORRIENTE (SCOUR MARKS) Se forman por la erosión de la corriente sobre fondos arcillosos o limosos generando pequeñas depresiones que posteriormente son rellenadas por sedimentos de granulometría mayor (arenas). Dentro de ellas tenemos: 



Turboglifo (flute marks): Que son una serie de surcos alargados en dirección de la corriente. Se considera importante en la determinación de la dirección y sentido de las paleocorrientes. Huellas de herradura (crecen marks): Son originadas por erosión de una corriente divergente que rodea un obstáculo (canto, fósil, etc.) sobre fondos arcillosos. La cual posteriormente es rellenada generalmente por arena, quedando fosilizada como estructura de base.

MARCAS LABRADAS POR OBJETOS (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).  

   

Marcas continuas. Marcas de surcos (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. 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. Marcas discontínuas. Prood marks. Bounce marks

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.

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A.

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LAMINACIONES Y ESTRATIFICACIÓN PLANAR (PLANE BEDDING AND LAMINATION)

Estas estructuras sedimentarias consisten en una disposición paralela de las láminas (capas de espesor 1 ó 2mm) o estratos (capas de 1 ó 2cm) entre sí y con la superficie superior de sedimentación. Se considera una de las más simples estructuras intraestrato y es generalmente depositada subhorizontalmente.

Foto 10: Laminación horizontal en capas de arenisca paralelas.

B. LAMINACIÓN Y ESTRATIFICACIÓN STRATIFICATION).

SESGADA

(CROSS

LAMINATION

AND

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.

Foto 11: Laminación oblicua paralela.

C. RIPPLES MARKS O RIZADURAS Son originadas por las corrientes de bajo flujo o por efectos de oleaje. Los "ripples" pueden clasificarse en función a su morfología en simétricos y asimétricos. En base a la forma de sus crestas se dividen en ondulados, linguoides, acuspidados, lunados y romboidales

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Figura 07: Estructura de los Ripples Marks de corriente

D. ESTRATIFICACIÓN LENTICULAR Y FLASSER

Figura 08: Capa lenticular y flasser en . depósitos que son mezclas de arena y lodo

E.

ESTRATIFICACIÓN GRADADA (NORMAL GRADDING AND REVERSE GRADDING)

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. F.

ESTRATIFICACIÓN MASIVA

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. 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. GRIETAS DE DESECACIÓN (MUD CRACKS) 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 forma de polígonos irregulares, grietas bifurcadas y trifurcadas. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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Figura 09: Grietas de desecación

POTS-DEPOSICIONALES 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 ocurren después de la deposición de los sedimentos. A. ESTRUCTURAS ALMOHADILLADAS O PSEUDONÓDULOS 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.

Foto 122: Grandes almohadillas en el Flysch de la playa de Itzurun (Zumaya, Guipúzcoa).

B. ESTRUCTURAS DEBIDAS A LA INESTABILIDES  Depresiones y cicatrices de asentamiento (Slump y Slumps): Depresiones y cicatrices de depresión son una forma resultado de las inestabilidades gravitacionales en pilas de sedimentos. C. ESTRUCTURAS DEBIDAS A LICUEFACCIÓN  Estratificación convoluta y laminación convoluta (Convolute bedding y colvolute lamination): 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 sedimento debido al flujo de fluido suprayacente. Por diferentes litologías (incompetencia) de sedimentos y/o estratos supra e infrayacentes.

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Foto 133: Laminación convoluta en arenisca fina y lutita formado como resultado de caída.

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.

Figura 10: 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.

Foto 14: Dique clástico.

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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. E. ESTRUCTURAS DEBIDAS A CARGAS  Improntas de carga (Load marks): Si un cuerpo de sedimento de relativa baja

densidad es cubierta por una masa de mayor densidad, el resultado es una situación inestable.  Diapirismo “Diapirism”: En casos donde la inestabilidad debido a la diferencia de densidades entre las capas inconsolidadas de sedimentos resulta en movimientos de sedimento en una mayor escala es conocida como “Diapirismo”.

Foto 11: Estructuras diapírismo de sedimentos de menor densidad como sal o arcilla sobresaturada es cubierta por sedimentos densos

UTILIDAD DE LAS ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS PALEOCORRIENTES También denominado como palaeo flow, son evidencias de la dirección de flujo en el momento en que se depositó el sedimento. Los datos de Palaeo flow se utilizan en conjunción con facies análisis y los estudios de procedencia para hacer reconstrucciones paleogeográficas o paleoambientes. RECONSTRUIR PALEO AMBIENTES EN EL ESPACIO Y TIEMPO Uno de los objetivos de los estudios sedimentológicos es tratar de crear una reconstrucción de lo que un área habría parecido en el momento de la deposición de una unidad estratigráfica particular. El proceso de reconstrucción de paleoambientes depende de la integración de varias piezas de información sedimentológicos y paleontológicos.

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A. PALEOAMBIENTES EN EL ESPACIO El primer requisito de cualquier análisis paleoambiental es un marco estratigráfico, es decir, un medio para determinar que los estratos son de aproximadamente la misma edad en diferentes áreas. Para ello contamos con los medios requeridos como de datación y la correlación de las rocas, y esto implica una serie de técnicas. Sin embargo, una vez que hemos establecido que tenemos rocas que sabemos que es de aproximadamente la misma edad en un área, podemos aplicar tres de las técnicas: En primer lugar, es la distribución de facies y asociaciones de facies. Si somos capaces de reconocer dónde están los depósitos de un antiguo río, donde el delta era y la ubicación de la línea de costa, sobre la base de las características de las rocas sedimentarias, entonces esto va a proporcionar la mayor parte de la información que necesitamos para hacer un dibujo de cómo era el paisaje que se veía en ese momento.  Esta información puede ser complementada por una segunda técnica, que es el análisis de los datos palaeocorrientes, que pueden proporcionar información más detallada acerca de la dirección del flujo de los ríos antiguos (imbricaciones) y las posiciones de los canales delta relativo a la antigua línea de costa (ripples marks).  En tercer lugar, los datos de procedencia puede ayudarnos a establecer de que detritus vino y ayudar a confirmar que los ríos y los deltas estaban conectados en efecto (si contenían arena de procedencia diferente indicaría que fueran sistemas separados). Este tipo de análisis es extremadamente útil para hacer predicciones acerca de las características de las rocas que no se pueden ver porque están cubiertos por los estratos más jóvenes. Las reconstrucciones paleo ambientales, por tanto, son algo más que un ejercicio académico, son una herramienta de predicción que se puede utilizar para evaluar la distribución de la geología del subsuelo y ayudar a buscar a los acuíferos, acumulaciones de hidrocarburos y yacimientos minerales. B. PALEOAMBIENTES EN EL TIEMPO Durante miles y millones de años de tiempo geológico, los cambios climáticos, se mueven las placas, el aumento montañas y los cambios de nivel del mar global. El registro de todos estos eventos se incluye dentro de las rocas sedimentarias, debido a que los cambios afectarán a los ambientes que, a su vez, determinan el carácter de las rocas sedimentarias depositadas.

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UNIDAD

III

AMBIENTES SEDIMENTOLOGICOS Y MEDIOS SEDIMENTARIOS 3.1 Medios Sedimentarios Un ambiente o medio sedimentario es aquel lugar de la superficie terrestre en que se realizan procesos sedimentarios que pueden individualizarse en zonas limítrofes por sus características físicas, químicas y biológicas que van también a determinar las propiedades del sedimento. En todos los casos es necesario que la zona de deposición sufra un cambio, lo cual posibilitará la formación de grandes espesores de los sedimentos. Se clasifican en Continentales, Transicionales y Marinos.

Figura 12. Ambientes sedimentarios.

3.1 .1 MEDIOS SEDIMENTARIOS CONTINENTALES Junto con los de transición, los medios continentales son los que mejor se conocen en la actualidad, debido a que son más accesibles al ser humano que los marinos. Sin embargo, en las series antiguas tienen menos importancia que aquellos; esto se debe, por una parte, a que no suelen acumularse en ellos grandes espesores de sedimentos ya que algunos no se localizan en verdaderas cuencas de sedimentación. Por otra parte y a excepción de los depósitos de medios fluviales o lacustres y palustres, la conservación de su registro es precaria e incluso nula, debido a que son erosionados fácilmente. Dentro de los medios continentales se pueden diferenciar dos grandes grupos: uno, en el que el agua es un elemento subordinado, que comprende los medios eólicos, endorreico, glaciar; otro, cuyo agente principal de depósito es el agua, en el que se incluyen los medios fluvial, lacustre y palustre. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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Figura 13. Clasificación de medios sedimentarios continentales.

3.1.1.1 MEDIO SEDIMENTARIO EÓLICO Desde el punto de vista climático los medios eólicos pueden encontrarse en regiones tanto con climas áridos como húmedos. Los desiertos y las llanuras aluviales adyacentes a casquetes glaciares corresponden a medios eólicos de regiones con climas áridos, mientras que la acción eólica sobre costas arenosas puede tener lugar en zonas tanto áridas como húmedas. Desiertos

Figura 14. Desiertos.

En la actualidad el medio eólico de mayor extensión superficial y el que presenta una gama más variada de sedimentos es el representado en los desiertos. Se encuentran localizados en regiones de latitudes medias o bajas, caracterizadas por la escasez de precipitaciones. Deflación: Se denomina así al proceso mediante el cual los materiales de tamaños más pequeños (arenas y limos) son movilizado por el viento, y mediante él, las partículas pueden ser llevadas hasta regiones peridesérticas.

Figura 15. Rocas meteorizadas producto de la deflación. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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Transporte de las partículas por el viento. Por suspensión, por saltación y por deslizamiento superficial. Los sedimentos de tamaño limo viajan, generalmente, en suspensión. Las arenas suelen transportarse mediante una combinación de saltación y deslizamiento superficial; las de tamaños más gruesos se deslizan sobre la superficie al ser golpeadas por los granos que van en saltación. Figura 16. Transporte de las partículas por el viento.

El tipo de sedimentos presentes en un desierto depende del estadio de desarrollo en que aquél se encuentre. Durante el proceso de “desertización” se diferencian tres fases o etapas:  Fase juvenil: Caracterizada por un relieve montañoso, con precipitaciones escasas, pero fuertes; éstas erosionan las zonas elevadas, siendo transportado el sedimento resultante hacia las partes bajas del relieve, por corrientes temporales que las lluvias originan. Dichas corrientes; de carácter muy esporádico, circulan durante periodos de tiempo muy breves, depositando el material en su propio canal y en la zona inferior de éste. En las épocas de sequía posteriores, el viento puede removilizar parte de este sedimento y rellenar también los canales con las partículas que él transporta.  Fase de madurez: En la que el papel jugado por el agua es ya de menor importancia que el del viento; no obstante, continua habiendo erosión de las zonas de relieve, con el consiguiente depósito de materiales gruesos. Los sedimentos arenosos empiezan a adquirir aquí un notable desarrollo.  Fase senil: En la que las precipitaciones sufren una disminución muy importante debido al arrasamiento del relieve, acaecido en las fases precedentes; ello hace que el clima se haga más árido. El trabajo del agua cesa casi por completo, quedando como agente energético del medio el viento. 3.1.1.2 MEDIO SEDIMENTARIO GLACIAR En las regiones ocupadas por glaciares la temperatura media anual presenta valores por debajo de 0º C, por lo cual las precipitaciones serán en forma de nieve. La acumulación de ésta dará lugar a la formación de masas de hielo que pueden cubrir grandes extensiones o quedar restringidas prácticamente a primitivos valles fluviales. El hielo será, por tanto, el principal agente de erosión, transporte y sedimentación en el medio glaciar. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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1. Tipos y características de los depósitos glaciares El hielo es el agente de transporte, entre los que operan en la superficie terrestre, con menor poder selectivo; por lo tanto, los sedimentos glaciares se caracterizarán por la presencia de partículas con una gran variedad de tamaños, que van desde bloques a la fracción arcilla. El porcentaje de cada clase granulométrica, en el depósito final, es variable y depende de varios factores, entre los que se encuentran los siguientes (Kukal,1971): a. Tipo de roca que constituye el sustrato sobre el que se desplaza el glaciar. La influencia es más clara en la composición textural de las morrenas de fondo. Si el glaciar se desplaza sobre materiales sedimentarios los depósitos resultantes son más ricos, generalmente, en partículas de las fracciones limo y arcilla que los formados por hielos que yacen sobre rocas metamórficas; estos últimos tendrán, en cambio, cantidades mayores de gravas. b. Tipo y morfología del glaciar. La influencia de este factor queda puesta de manifiesto en el mayor grosor de las partículas presentes en los depósitos de glaciares de montaña. c. Posición del sedimento con relación al glaciar. En algunos depósitos morrénicos aparecen varios horizontes que presentan una disminución de tamaño desde los más inferiores a los superiores; esto parece ser debido a que las capas basales representan la parte del depósito que está influida por las rocas subyacentes, mientras que las situadas hacia el techo contienen sedimentos retrabajados. La composición mineralógica de los depósitos glaciares es, también, muy variable; debida a que la meteorización química es prácticamente nula, se encuentran en estos sedimentos gran cantidad de sedimentos inestables. No obstante, una parte de los fragmentos inestables se desintegra durante el transporte, produciéndose partículas de tamaño pequeño, las cuales van a formar parte de la harina de roca (tamaños arena y limo); ésta frecuentemente constituye la masa principal del depósito morrénico. 2. Depósitos del medio glaciar Los depósitos más importantes del medio glaciar, y los únicos que se sedimentan directamente a partir del hielo, son los tills, que a veces se hacen equivaler a morrenas, aunque parece preferible reservar el término morrena para referirse al aspecto morfológico del depósito, empleando el de till con significado petrográfico. i. Till: Este término se emplea para referirnos a sedimentos glaciares sin consolidar, tales como los cuaternarios. Están formados por gravas y clastos de tamaños que pueden llegar a

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las dimensiones de bloques, incluidos en una masa de grano más fino, en la que puede predominar la fracción arena o bien la fracción arcilla, Orto-tills: Son aquellos tills que se originan por descarga inmediata del sedimento a partir del hielo que los transporta dan el nombre de orto-tills. Para-till: Si la acumulación se ha formado a partir de una masa de hielo flotante, sedimentándose en un medio mari ii. Tillita: Se da el nombre de tillita a los tills ya endurecidos. Están formados por gravas y clastos de tamaños que pueden llegar a las dimensiones de bloques, incluidos en una masa de grano más fino, en la que puede predominar la fracción arena o bien la fracción arcilla, Harland et al. (1966), los para-tills y para-tillitas pueden presentar estratificación, a veces bien desarrollada.

Foto 15. Tillitas.

Los tills depositados en una zona continental reciben distintos adjetivos de acuerdo con su localización respecto a la masa glaciar: frontal, lateral y de fondo. Las morrenas de fondo pueden ocupar grandes extensiones, teniendo, por lo general, un espesor de varias decenas de metros (Allen, 1970). Las morrenas terminales son de extensión más reducida, aunque la potencia puede ser mucho mayor, marcan las distintas posiciones del frente glaciar en el transcurso de su retroceso; están formadas por materiales transportados tanto sobre el fondo como sobre la superficie o el interior de la masa glaciar Morrenas laterales son de extensión más reducida, aunque la potencia puede ser mucho mayor. Las morrenas laterales contienen fundamentalmente material del interior del glaciar o transportado en su superficie. iii. El drumlin. Formado por sedimentados directamente del hielo, es, que también se cita como elemento de la morfología glaciar. Es una acumulación con forma elíptica, generalmente, vista en planta, mientras que en sección presenta formas que varían desde simétricas a asimétricas. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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iv. Los eskers. Son depósitos que se relacionan con los anteriores pero en cuya sedimentación interviene el agua; presentan formas sinuosas, cuya longitud puede llegar a 200km, mientras que en ancho no sobrepasa los 200-300m y la altura los 50m (Allen, 1970). v. Los kames. Presentan formas en montículo, con la cima aplanada; están formados por detritos de grano grueso, generalmente sin estratificación. Pueden estar asociados a arcillas de varves (laminaciones milimétricas). Los depósitos glaciares marinos suelen ocupar grandes extensiones, como ya se ha dicho anteriormente, pueden estar formados exclusivamente por detritos morrénicos o bien aparecer éste asociado a sedimentos marinos casi siempre someros. 3.1.1.3 MEDIO DE SEDIMENTACIÓN ALUVIAL 1. Depósitos aluviales Son materiales transportados y depositados por el agua. Su tamaño varía desde la arcilla hasta las gravas gruesas, cantos y bloques. Las facies más gruesas presentan bordes redondeados. Se distribuyen en forma estratiforme, con cierta clasificación, variando mucho su densidad. Están muy desarrollados en los climas templados, ocupando cauces y valles fluviales, llanuras y abanicos aluviales, terrazas y paleocauces. Son suelos muy anisotrópicos en su distribución, sus propiedades están estrechamente relacionadas con la granulometría. Su continuidad es irregular, pudiendo tener altos contenidos en materia orgánica en determinados medios. La permeabilidad depende de la granulometría y generalmente presentan un nivel freático alto..

.

Figura 17. Depósitos aluviales, en la parte superior se observa que los fragmentos de roca redondeada a subredondeada tienen una matriz principalmente compuesta por limo. Valle del río Pativilca y figura de la izquierda columna tipo de un depósito aluvial. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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2. Procesos y Productos Deposicionales En función de la carga, distinguimos varios tipos de canales, procesos de transporte y de deposición: A. Transporte en masa: Inicialmente se da una suspensión acuosa, que se carga de sedimento pasando a un fluido muy viscoso. Puede ser un debris flow (se dan sobre todo, en las fases proximales de los abanicos aluviales; estas masas de sedimento, constituyen como una gran lengua viscosa, que fluye a favor de la pendiente hasta que pierden una cierta cantidad de agua, y se paran de repente. Los clastos más gruesos van a quedar en la parte periférica y central, dando así un bulto hacia arriba en la parte del centro. Son completamente desorganizados. B. Sheet flood (manto de arroyada): Se dan corrientes efímeras, alta velocidad y alta competencia, normalmente no canalizada; Se da mucha carta de fondo. En el punto de intersección, se da una deceleración importante. En la parte superior, estratificación cruzada en surco, y ripples de corriente. Depósitos de tamiz (sleve deposits): No son muy frecuentes. Se dan pocos finos; Es bimodal. Cantos imbricados. Depósitos de canal: Un canal se caracteriza por una zona de excavación alargada. El agua va cargada de sedimentos y clastos, que normalmente, quedarán imbricados, con el eje mayor perpendicular al sentido de la corriente. Los canales tienden a dividirse en muchos. 3. Abanicos Aluviales Los abanicos aluviales, corresponde a unos cuerpos sedimentarios de acumulación de materiales con unas dimensiones generales que varían desde métricas hasta hectométricas y kilométricas que se hallan caracterizados por tener una morfología conoidal muy característica. Los abanicos aluviales se caracterizan por hallarse localizados en zonas donde existe una ruptura de pendiente importante durante su período sedimentario. Así, los abanicos aluviales corresponden a cuerpos sedimentarios tanto a rupturas generales de pendiente como a variaciones significativas del gradiente local y general. Todo esto condiciona la intensidad, la dirección y sentido, y energía con la que actúa los diversos procesos sedimentarios responsables de la constitución específica de los abanicos aluviales.

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Figura 18.Un vasto abanico aluvial aflora en el desolado paisaje entre las cordilleras Kunlun y Altun, que forman la frontera sur del desierto Taklamakán, en Xinjiang.

3.1.1.4 MEDIO SEDIMENTARIO FLUVIAL Constituye uno de los medios continentales de mayor importancia estratigráfica, puesto que en ellos se han acumulado gran cantidad de sedimentos, a lo largo de toda la Historia de la Tierra, habiendo quedado conservados en la columna geológica. Por otra parte, dada la universalidad de las corrientes fluviales, sus depósitos tienen una amplia distribución geográfica. Los cursos de agua pueden dividirse, fundamentalmente, en tres grupos, de acuerdo con las características de su trazado: rectos, en los que la sinuosidad del cauce, en épocas de avenida, es despreciable; son los menos frecuentes y además en ellos sólo se depositan pequeñas cantidades de sedimentos; ramificados o anastomosados, en los cuales se produce una serie sucesiva de divisiones y reuniones de la corriente, originándose así una serie de canales, de importancia análoga generalmente, que bordean islas aluviales; son típicos de abanicos aluviales, así como de llanuras aluviales glaciares y meandriformes. 1. Tipos De Depósitos Fluviales. Los sedimentos de un medio fluvial presentan características diversas según la zona en que se hayan depositado; unos representan la acumulación en el canal; otros, la que tuvo lugar en sus márgenes; finalmente, existen sedimentos correspondientes a zonas alejadas del cauce. a. Depósitos de Canal. Se encuentran los siguientes: Depósitos de "Channel Lag". Son los que se sitúan en la parte más profunda del canal, son discontinuos, presentando forma lenticular. El material que los constituye es grueso, pudiendo también encontrarse fragmentos de madera, cantos blandos, etc. Depósitos de Islas (barras del canal). Son depósitos típicos de ríos anastomosados. Su granulometría varía según se trate de corrientes montañosas, en cuyo caso estarán Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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formados por material grueso, o de tramos en los cursos bajos de ríos que transportan una gran cantidad de sedimentos, siendo entonces la granulometría fina. Depósitos de "Point bar". Son aquellos que se acumulan en la parte interna de los meandros; contienen los sedimentos más gruesos de los transportados por la corriente, observándose en ellos una granoselección con disminución del tamaño de grano hacia la parte superior. Pueden presentar estratificación cruzada curva, debida a migración de ripples, tanto pequeños como grandes (la de mayor escala se encontraría hacia la base de la unidad); sobre ésta puede encontrarse estratificación cruzada plana, laminación paralela y de “climbing ripples”. En la parte superior de una secuencia de "point bar" suelen depositarse limos y arcillas, que representan condiciones de régimen muy tranquilas. b. Los depósitos de las márgenes del cauce. Comprenden: Depósitos de relleno de depresiones en los “Point bar”. La superficie de un “point bar” presenta una serie de crestas y depresiones; estas últimas reciben sedimentos finos -limos y arcillas durante épocas de avenidas. Comparables a éstos son los depósitos que se forman en algunos canales de ríos anastomosados, Depósitos de diques. Forman bandas que bordean los cauces. Sus sedimentos están entre los más gruesos de los depositados fuera de aquéllos: arenas finas, limos y arcillas, generalmente, disminuyendo el tamaño de grano hacia la llanura de inundación. Así como aguas abajo. Suelen presentar interestratificación de los sedimentos más gruesos con los más finos, que sería debida (Allen, 1965) a las inmersiones que sufren durante las épocas de avenidas. Pueden estar recubiertos por vegetación. Depósitos enraizados en grietas ("Crevasse splay"). En épocas de avenida pueden producirse fisuras en los diques, a través de las cuales el agua circulará hacia la llanura de inundación. En estas zonas se produce, entonces, un depósito de sedimentos cuyo grosor puede ser incluso superior a sedimentos de los diques; suelen ser arenas de grano medio a fino, que alternan con limos arenosos y arcillosos. c. Los depósitos en zonas alejadas del cauce. Depósitos de llanura de inundación. Se encuentran en las zonas más alejadas del cauce. Están formados por sedimentos de grano fino, que han sido transportados en suspensión: limos y limos arcillosos. Puesto que durante largos períodos de tiempo quedan expuestos al aire presentan grietas de desecación y si el clima es suficientemente seco pueden mostrar costras calcáreas o ferruginosas.

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2. Elementos de un ambiente fluvial a. Canales Fluviales. Los depósitos de canal, los cuales forman yacimientos, están comúnmente caracterizados por arena y grava.

interna y la geometría de los yacimientos fluviales es la sinuosidad del canal. Dentro de los principales canales fluviales encontramos: Canales Rectilíneos, Canales anastomosados, Canales Entrelazados, Canales Meandriformes. i. Canales Rectilíneos. En los canales rectilíneos la línea de máxima profundidad del canal (thalweg) se mueve continuamente por todo el cauce de una a otra orilla. En la zona opuesta al punto de mayor profundidad hay acumulación de material y se forma una barra. Los depósitos de canales rectilíneos están constituidos, en alternancia vertical, por grava o arena. ii. Canales Anastomosados. Se trata de un ambiente continental caracterizado por depósitos que resultan de una red entrelazada de canales fluviales de baja sinuosidad. Se caracteriza por una red de cursos anastomosados de baja sinuosidad que se desplazan constantemente. iii. Canales Entrelazados (Ríos). Un río entrelazado es aquel que posee suficiente energía (pendiente moderada a alta) para formar un cauce principal rectilíneo, que a su vez este dividido internamente en cauces secundarios, por barras de sedimento depositadas por la misma corriente. El depósito de una corriente entrelazada, está constituido generalmente por intercalaciones de grava y arena, con una delgada capa de arcilla en el tope del depósito. iv. Canales Meandriformes o meandros. son curvas pronunciadas que se forman en canales de pendiente baja. Su baja energía los obliga a tomar una trayectoria curvilínea, la cual representa el camino de menor resistencia al flujo de la corriente, y presenta las siguientes características: A. Propiedades del Yacimiento. Los ríos meandriformes forman depósitos en forma característica de fajas constituidas por barras de meandro individuales conectadas. Estas fajas de arenas conocidas como cinturones de meandro, están flanqueadas por tapones de arcilla formados por meandros abandonados, diques naturales y lodos orgánicos de la llanura de inundación. B. Morfología de Ríos. Los ríos meandros forman las superficies de acreción lateral, sobre las cuales se acumula el material sedimentario. El más grueso se deposita en la parte más profunda de canal; la arena media y fina, el limo y la arcilla lo hacen gradualmente hacia las partes más someras.

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C. Secuencia Vertical de un depósito de grano fino de canal Meandro. D. Litología canales meadriformes: Arenas de grano medio a fino. Lutitas en más o menos la misma proporción. Conglomerados, carbones y calizas con concreciones en menor proporción. Son comunes los conglomerados en la base de los canales. Los sedimentos de grano fino ocurren como rellenos de canal y en la planicie de inundación. Secuencia con tendencias de grano decrecientes hacia el tope (forma de campana en registros SP y Gamma Ray). Forma aserrada del Gamma Ray con una base abrupta y gradacional hacia el tope. Los abanicos de rotura (de menor espesor a las barras de meandros y de forma grano decreciente hacia el tope) son comunes. 3.1.1.5 DINÁMICA DEL MEDIO LACUSTRE El 20% de los las aguas de escorrentía acaba llegando a lagos. Son depresiones en la superficie que tienen agua, pero no todas las depresiones con agua son lagos, sino que si la vegetación subaérea ocupa toda la extensión del lago, eso ya no lo es.

Foto 16. Dinámica del medio lacustre.

1. Origen de los lagos Los lagos se originan por diversas causas: por origen glaciar, ocupando cráteres por fosas tectónicas. A. De Origen Glaciar: Se forman en las zonas donde los frentes morrénicos quedan finalmente depositados. Se les llama ibones o lagos de barrera, de este origen proceden los Grandes Lagos de América del Norte. B. Ocupan Cráteres: Hay cadenas explosivas que dan lugar a cráteres que se rellenan de agua como los de Camerún. C. Fosas Tectónicas: Las fosas tectónicas son zonas jalonadas por fallas normales, son zonas destructivas: rift-valleys. A este origen pertenecen los lagos de África: Victoria, Tanganica, Malawi, que son muy profundos. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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Figura 19. Origen de los lagos.

2. Dinámica del medio lacustre. La dinámica lacustre está controlada por una serie de factores como son la geometría del lago, el clima y las características del agua. A. Geometría del lago Los parámetros que nos definen la geometría son el área, el volumen de agua, la profundidad media y el perímetro. Muchas características se explican por esto, la relación entre la superficie y el área de cuenca de que se alimenta nos da el volumen de sedimentación. Otras características que influyen son: orientación, la forma para ver la relación con los vientos dominantes. B. Clima Controla la circulación vertical, en todo lago existe, en principio una zona de agua más caliente y otra de agua más fría. En condiciones normales ocurre que el agua de mayor temperatura está arriba debido a su menor densidad y abajo está la de menor temperatura que es más densa. Si el agua de arriba se enfría, baja y se produce entonces una circulación del agua. C. Características Del Agua Hay tres factores: salinidad, oxígeno, nutrientes y temperatura. c.1 Salinidad Se expresa en g/l, es la cantidad de sales disueltas. Tiene importancia para la precipitación de las sales y la presencia de organismos.

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c.2. Oxígeno y nutrientes La capa superior es la oxigenada, y en la que hay luz, por lo tanto en la que puede crecer fitoplancton, si hay nutrientes como N y P, el P es el limitante. c.3. Temperatura Es lo que hemos comentado antes, a la capa superior se llama epilimnión y la inferior hipolimnion, a la superficie que los separa se le llama termoclina. Según el proceso de mezcla podemos hacer una clasificación de los lagos:

Figura 20. Tipos de lago de acuerdo a la temperatura.

3. Sedimentación La sedimentación en el medio lacustre se produce de manera diferenciada por zonas. En la zona de aporte de agua y más próxima a la orilla, se produce sedimentación por peso de los sedimentos más gruesos, existiendo una zona de arenas y gravas. A continuación, se produce una sedimentación de finos, debido a la pérdida de poder erosivo del agua, conformando lutitas. Si el perfil del lago continúa hacia abajo, se produce una zona de turbidez generando sedimentos turbidíticos que fluyen hacia el fondo convirtiéndose en la sedimentación de los finos, ya muy próximos o casi en el centro del lago.

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Figura 21. Sedimentación en los lagos. Los factores que controlan la sedimentación son físicos, químicos y biológicos. Los tipos de depósito varían según el factor dominante: A. Sedimentos detríticos y biodetríticos. La granulometría del material detrítico en un lago es muy variada, yendo desde gravas a arcillas; no obstante, predominan los tamaños correspondientes a las fracciones más finas: limos y arcillas, quedando los más gruesos restringidos, generalmente, a la orilla litoral. Las gravas y arenas pueden tener un origen diverso: 1) Material introducido al lago mediante corrientes fluviales, 2) Productos de la erosión de la costa. 3) En el caso de arenas finas pudo haber intervenido la acción del viento en su depósito en el medio lacustre. Cuando las gravas y arenas han llegado al lago por medio de corrientes fluviales su tamaño dependerá de la capacidad de transporte de la corriente; su extensión no será muy amplia y generalmente las acumulaciones adoptarán forma de cuña (Reeves, 1968). Por lo general, B. Sedimentos químicos y bioquímicos. La naturaleza de estos depósitos depende de los iones que se encuentren disueltos en el agua; dichos iones proceden, de una parte, de las rocas que bordean el lago y, por otra, de los aportes fluviales que a él llegan.

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Según los datos de análisis de aguas lacustres recogidos por Reeves (1968), los iones presentes son similares a los de las aguas marinas, pero varía la concentración; son más abundantes en los lagos: carbonatos, sulfatos, calcio, magnesio y potasio, apareciendo también nitratos. A partir de ellos, los depósitos más importantes formados en los lagos son: carbonatos, sulfatos, cloruros, nitratos y boratos. Su precipitación depende de los valores de pH y Eh, de la temperatura de las aguas, así como de la concentración y producto de solubilidad de cada compuesto. C. Sedimentos de origen orgánico: Pueden diferenciarse dos grupos: aquellos que están constituidos por acumulaciones de partes duras de los organismos y que no han sufrido un verdadero transporte y los que están formados por el depósito de las partes blandas. A los primeros corresponden los sedimentos de diatomeas, que se localizan en lagos de regiones frías, ya que el desarrollo de estos organismos está favorecido por temperaturas bajas. En verano se forma una capa de diatomeas, en las aguas superficiales, que al alcanzar un grosor determinado (unos pocos milímetros) se hunde (Kukal, 1971). Además de las frústulas de diatomeas se encuentran en estos depósitos fragmentos de plantas, limos y arcillas. 3.1.1.6 DINAMICA DEL MEDIO PALUSTRES Los sedimentos palustres contienen un alto porcentaje de materia orgánica producto de la descomposición de la abundante vegetación de los lugares continentales, predominan los colores oscuros verdes o negros, típicos de ambientes carentes de oxígeno, la estratificación resulta destruida por acción mecánica de las raíces de las plantas y de los organismos excavadores, produciéndose estructuras sedimentarias caracterizadas por terrones (formaciones de areniscas) y tubos rellenos con arcilla y limo. 1. Sedimentos de los medios palustres. Son los formados por la acumulación de materia orgánica, de origen vegetal casi exclusivamente. Una vez acumulada va a sufrir, en la mayoría de los casos, una serie de transformaciones hasta su conversión en carbón. En los pantanos marinos, los depósitos típicamente palustres quedan recubiertos por sedimentos marinos o de medios de transición. Posteriormente se inicia el depósito de materiales correspondientes a medios continentales, para finalmente comenzar la acumulación de materia vegetal, que llegará a ser el único depósito. Por tanto, las invasiones del mar quedan puestas de manifiesto en la columna estratigráfica por la aparición de intercalaciones de sedimentos marinos. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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Figura 22:

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Diagrama esquemático de la distribución de los elementos arquitecturales interpretados para la formación Palo Pintado junto a perfiles de vegetación en las diferentes paleocomunidades.

2. Tipos de Ambientes Palustres Estos ambientes son propios de turberas, marismas y pantanos: A. Turberas Una turbera es un tipo de ambiente en el cual se ha acumulado materia orgánica en forma de turba (carbón). Las turberas son cuencas lacustres generalmente de origen glaciar que actualmente están repletas de material vegetal más o menos descompuesto y que conocemos como turba (carbón) de agua dulce. Las turberas se originan cuando el material orgánico depositado excede al descompuesto en una laguna o pantano. De esta manera la laguna o pantano puede terminar por rellenarse de material orgánico y partes considerables de la turbera pierden contacto con el agua de las vertientes y el agua subterránea por lo que pasan a abastecerse principalmente de agua de lluvia, lo que equivale a un régimen ombrotrófico (ambiente ácido) para el ecosistema. B. Pantanos Los pantanos son medios palustres los cuales se desarrollan sobre depresiones someras; donde la escasa profundidad del agua permite la instalación de una vegetación, que puede en ocasiones extenderse por toda la superficie del pantano. Además de la existencia de una depresión, requieren para su formación unas condiciones climáticas determinadas: abundancia y frecuencia de lluvias. Se pueden desarrollar sobre cualquier tipo de superficie, pero lo más frecuente es que lo hagan sobre penillanuras, llanuras de inundación y deltas.

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Tipos de pantanos Pueden diferenciarse dos grandes grupos de medios palustres: Marinos y de aguadulce. Los pantanos marinos se originan de varios modos: a) Por formación de una barrera que aísla una zona costera del mar. b) Por elevación del fondo del mar, provocando la existencia de una zona de aguas poco profundas; en este caso el pantano puede tener una extensión considerable. c) Por inmersión de una llanura situada en las proximidades del mar. En los dos últimos casos la parte más exterior suele recibir aguas marinas, teniendo entonces poblaciones de organismos marinos, mientras que la zona más interior, al tener generalmente agua dulce, presentará especies dulceacuícolas. Dada su proximidad al mar y si la velocidad de subsidencia excede a la de sedimentación, pueden quedar recubiertos por sedimentos marinos. Se tiene presente áreas tectónicamente activas durante el depósito de carbón y àreas tectónicamente pasivas. En cada una de ellas pueden desarrollarse tanto pantanos parálicos como intracontinentales. Los medios parálicos, en zonas tectónicamente activas, se caracterizan por la existencia de una llanura, situada frente a una cadena montañosa, inclinándose aquélla hacia el mar. La región está afectada por movimientos de descanso fuertes y levantamientos de corta duración, pero frecuentes; esto hace que las sucesiones tengan un marcado carácter rítmico. La llanura, de tipo aluvial, recibe los sedimentos detríticos derivados de la erosión de la cadena montañosa, teniendo lugar el máximo de acumulación en los valles fluviales. C. Marismas: Una marisma es un ecosistema que tiene por unidad del relieve principal una depresión (normalmente causada por un río) que está aneja al mar, lo que produce un terreno bajo y pantanoso que se inunda por efecto de las mareas y de la llegada de las aguas de los ríos que desembocan en sus proximidades. Aunque en los finales de los ríos exista este paisaje climático azonal, también puede coexistir en el mismo lugar deltas, o estuarios. Las marismas son humedales que se consideran un auténtico ecosistema debido al sinfín de organismos que habitan en él, desde diminutas algas planctónicas, hasta una abundante cantidad de flora y fauna, fundamentalmente aves.

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3.1.2 MEDIOS TRANSICIONALES Los medios o ambientes transicionales podríamos definirlos como todos aquellos que tienen ocurrencia en las áreas circundantes a la línea de costa, entre el contacto del mar y el continente. Por esta razón, este medio comparte características de ambos ambientes, llegándose a señalar por algunos autores como ambientes mixtos. Gracias a esta particularidad, la variedad de condiciones es bastante compleja, llegándose a desarrollar: Medios deltaicos 

Medios costeros



Medios playeros



Medios estuarios



Medios lagoons.



Medio plataforma carbonatada

Medios Deltaicos

3.1.2.1 MEDIOS DELTAICOS Como es bien sabido el termino delta fue utilizado por primera vez por Herodoto hacia 450 a.C. al describir la región de la desembocadura del rio Nilo que se parece en planta a la letra griega de dicho nombre , también descubrió que estaba formado por acumulación de sedimentos apartados por el río. 1. El MEDIO DELTAICO: depósitos de limo, arena y arcilla que se forman al desembocar los ríos en el mar en el cual su génesis está ligada a la brusca reducción de velocidad y de competencia de la corriente fluvial que se produce cuando el flujo abandona el canal confinado y se expande en una masa “estática” de agua marina, lacustre o lagoon.

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2. MORFOLOGIA DE LOS DELTAS: Cuando los ríos desembocan en el mar, las corrientes fluviales desaceleran bruscamente, debido a su dispersión. Eso provoca el depósito de la mayor parte de los sedimentos cargados por el río, edificando el delta. A medida que se acumulan sedimentos, el delta prograda hacia el mar, adquiriendo así una organización morfológica característica con tres medios principales, que son de arriba hacia abajo la llanura deltaica, el frente deltaico y el prodelta.

Figura23: Principales componentes morfológicos y sedimentarios comunes a todos los deltas

a. La llanura deltaica, constituye el tope emergido del edificio deltaico (Fig. 2). La llanura deltaica está cortada por una red de brazos fluviales más o menos bifurcados, llamados canales distributarios, que irradian desde el río principal (Fig. 2). Transportan el agua y los sedimentos fluviales hacia las desembocaduras del delta, y están caracterizados por depósitos arenosos cuyo espesor alcanza la profundidad del canal (5 a 20 m). Dichos canales erosionan más o menos profundamente los depósitos fluviátiles subyacentes y se sobreponen a los sedimentos más antiguos y marinos del frente deltaico. b. Los canales distributarios con predominancia fluvial: Son generalmente rectilíneos, estrechos y con desembocaduras poco ensanchadas. Su profundidad alcanza 10m, y pueden erosionar los depósitos del frente deltaico. c. Los canales de marea (esteros): son sinuosos, generalmente sin conexión con los distributarios, y con desembocaduras muy ensanchadas de tipo estuarino, bordeadas por llanuras tidales. El relleno es arcilloso y limoso, rico en restos vegetales.

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Las áreas de interdistribuidores suelen cambiar a favor de la pendiente de ambientes de agua dulce a ambientes de agua salina pasando por ambientes de agua salobre (p.ej., transición desde pantanos a marismas).

Figura 24: Comparación de la morfología y de los cuerpos sedimentarios en las desembocaduras con predominancia fluvial (arriba) y mareal (abajo).

d. El frente deltaico: es una plataforma marina somera que bordea la llanura deltaica, donde se acumula una gran parte de los sedimentos llevados por los ríos dístributarios (Fig.2). En las zonas de desembocadura, los sedimentos son generalmente arenosos y forman barras de desembocadura que progradan sobre las arcillas más externas del prodelta. Las facies y la geometría de dichas barras varían con el tipo y la intensidad de los procesos sedimentológicos costeros dominantes. e. El prodelta: constituye la parte más externa y profunda del delta (Fig. 2). La sedimentación está caracterizada por depósitos finos (limolitas y arcillas) con carácter marino. El prodelta forma la base del edificio deltaico y descansa sobre la plataforma continental. Como estructuras sedimentarias presentan laminaciones paralelas, ya sean texturales, ya de color, y raras laminaciones debidas a ripples de corriente en los limos.

Fig. 25: Escala relativa de los deltas respecto a la plataforma continental, y organización interna

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Es importante notar que, mientras el desnivel del talud continental puede alcanzar unos miles de metros, el del frente deltaico no pasa de unas decenas de metros . Por lo tanto, a la escala de la plataforma continental, una secuencia deltaica solo forma una delgada capa horizontal, de unos 20 a 80 m de espesor. LA SECUENCIA DELTAICA: A medida que prograda el delta, los depósitos de los tres medios sedimentarios principales se van a sobreponer verticalmente, dando lugar a secuencias regresivas de progradación. Dicha secuencia se caracteriza por ser granocreciente. Presenta en la base sedimentos finos del prodelta, sobreyacidos por las arcillas arenosas del frente deltaico, y luego por los sedimentos de la llanura deltaica con las arenas de canales, y las arcillas y el carbón de las zonas intercanales. El tope de la secuencia está frecuentemente caracterizado por extensos depósitos de carbón, a veces potentes.

Figura 26: Secuencia litológica formada por un ciclo deltaico. Antes de la compactación, el espesor de la secuencia equivalía a la profundidad del agua en la cual progradaba el delta.

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3.1.2.2 TRANSGRESIONES Y REGRESIONES Los términos de transgresión y regresión fueron usados por Grabau en 1913, en su obra Principles of Stratigraphy, para denominar formaciones que se extendían más que las inferiores, en el sentido de aumento o disminución de la extensión de los mares del pasado. Los ambientes transicionales son los medios que se encuentran cercanos a la costa, la cual cambia a través del tiempo y está sujeta a las transgresiones y regresiones marinas, por lo que unas veces pertenecerá al dominio continental y otras al marino. Factores que influyen en las transgresiones y regresiones 1. Variación relativa del nivel del mar 2. Tasa de sedimentación 3. Erosión y velocidad de erosión. Reconocimiento de transgresiones y regresiones 1. Superposición de medios sedimentarios 2. Análisis granulométrico Transgresión: Ingreso del mar hacia al continente. Sí un sector se hunde tectónicamente (son movimientos lentos), el mar puede ingresar hacia el continente. Estas inundaciones (a veces denominadas «ingresiones») se pueden producir por hundimiento de la costa y/o la elevación del nivel del mar (por fusión de glaciares). Una transgresión siempre va acompañada por el depósito de sedimentos marinos sobre el territorio invadido, por ejemplo favoreciendo las facies carbonatadas típicas de plataforma continental sobre sedimentos terrígenos depositados en un ambiente costero o fluvial previo. Regresión: Es el retiro del océano desde el continente. Puede ser el sector continental muestra un alzamiento tectónico (o una disminución global del nivel oceánico) y el agua tiene que retirarse de sectores continentales. Por ejemplo, durante la edad de Hielo del Pleistoceno, muchísima agua fue extraída de los océanos y almacenada como hielo en banquisas o sobre los continentes en forma glaciares, provocando un descenso de 120m del nivel de los océanos, exponiendo el puente de Beringia, de 1.600 km entre Alaska y Asia.

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Figura27: Transgresión y Regresión

Durante el Cretáceo, la expansión del suelo marino creó una cuenca relativamente superficial del Atlántico a expensas de una profundización de la cuenca del Pacífico. Así se redujo la capacidad de las cuencas mundiales oceánicas, causando una elevación del nivel del mar en el mundo. A resultas de este ascenso del nivel marino, los océanos ingresaron completamente a través delos grandes ríos como el río de la Plata, alcanzando la costa marina lo que en la actualidad es Victoria en la provincia de Entre Ríos a 300 km del mar actual. Igualmente ocurrió en la porción central de Norteamérica creando el Paso marino interior occidental desde el Golfo de México hasta el océano Ártico.

Figura 28: Nivel del mar desde el Holoceno hasta el Eemiense

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3.1.2.3 MEDIO COSTERO La costa es la zona limítrofe entre el continente y el mar. Desde un punto de vista geológico está sujeta a transformaciones rápidas y profundas. Esta zona está fuertemente influenciada por las transgresiones y regresiones. Sus características naturales incluyen playas, tierras húmedas, estuarios, lagunas, arrecifes de coral, manglares y dunas.

Figura29: Medio Costero

1. Subambientes en la zona costera. El perfil de la línea de costa tiene un conjunto de zonas las cuales presentan procesos, morfología y facies característicos (komar, 1976 en Reading, 1996). Entre ellos se pueden citar: -

backshore.

-

-

shoreface. Longshore.

- Offshore.

-

foreshore.

Figura 30: Distribución de los subambientes sedimentarios de playa en un corte perpendicular a la línea de costa (Corrales et al, 1977).

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Backshore (zona supramareal). Es el área que tan sólo forma parte del ambiente marino durante los grandes temporales, que es cuando las aguas la cubren. Es característica de esta zona la existencia de pequeños escalones llamados bermas, producidos por temporales. Los materiales que se depositan en esta zona son fundamentalmente arenosos. La proporción de limo no rebasa el 10%. (En las dunas costeras prácticamente el 100% es arena.) Los fósiles que allí se hallen serán siempre retrabajados Puede existir también una débil bioturbación de los materiales.

Figura 31: Muestra Backshore y la posición de las bermas

Shoreface (zona submareal). Si bien el límite superior del shoreface queda morfológicamente y hasta cierto punto sedimentológicamente bien establecido, el límite inferior es muy impreciso. Anteriormente se ha dicho que se considera como tal aquel punto en que el oleaje deja de actuar sobre el fondo en los períodos de buen tiempo. Este límite, desde un punto de vista sedimentológico, podría ser establecido en el límite arena-limo. En el shoreface los sedimentos son aun dominantemente arenosos mientras en la plataforma son arcillosos. Corresponde, por consiguiente, a una zona de transición en cuanto a la granulometría de los materiales. Foreshore (zona intermareal o de batida). Es la parte que puede ser considerada como la playa propiamente dicha. Diariamente participa del continente y del mar al ritmo marcado por las mareas. Los materiales que se depositan en esta zona son arenosos (la proporción de limo es también pequeña), aunque la clasificación es menor a la que presentan las arenas del backshore y de las dunas costeras.

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Figura 32: Foreshore en zona intermareal

Offshore A partir de este punto (shoreface), de situación algo imprecisa, se desarrolla el área de sedimentación de los materiales de plataforma, también conocida como offshore.

Figura 33: Offshore donde sedimentan materiales de plataforma

Longshore (corrientes paralelas a la costa). Es el movimiento de sedimentos, normalmente de arena, a lo largo de un paralelo a la costa del litoral. También se le llama estibadores actual, la deriva litoral o el LSD (no es común, ya que también se refiere a un medicamento).

Figura 34: Offshore donde sedimentan materiales de plataforma

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3.1.2.4 MEDIO PLAYERO: LLANURA DE MAREA (TIDAL FLATS).

Figura 35: Llanuras de marea

Las llanuras de marea se desarrollan en los tramos de costa donde la energía del oleaje es relativamente baja y donde el rango mareal es de moderado a alto. Tienen una pendiente muy suave. El alto rango mareal y la poca pendiente favorecen que las olas no rompan sobre la llanura de marea, consecuentemente serán las corrientes de flujo y de reflujo mareal los procesos que controlan la sedimentación. a) Subambientes en las llanuras de marea

Figura 36: Se divide según sea el componente litológico que predomina (Reineck, 1972) Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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b) Llanura de marea media o mixta (“mid flat”). Llanura la intermedia en la cual se depositan, típicamente, alternancias de arena y lutita con estratificación ondulada, lenticular o flaser dependiendo de la relación arena/lutita que exista en el aporte sedimentario. La alternancia se debe a la sucesión de períodos de sedimentación a partir de la carga de fondo y desde la suspensión. 3.1.2.5 MEDIOS ESTUARIOS El elemento más sencillo de este sistema está constituido por la mezcla gradual de agua dulce y agua del mar, según el eje del estuario o la desembocadura del río. Ecológicamente es la manifestación de un proceso de mezcla. El agua dulce se mueve hacia fuera en superficie y se mezcla progresivamente con agua del mar, generándose como composición una corriente profunda de agua marina en dirección al río. a. Factores que Influyen en el Desarrollo de los Estuarios: La diversidad de tamaños, forma, régimen de salinidad, sistema circulación, y biota en un estuario es debida a la interacción de numerosos factores que puede sintetizarse en dos clases: Factores inherentes a los principales rasgos geológicos (tipo de rocas, morfología costera.) que controlan el tamaño y forma de la cuenca del estuario y la naturaleza de los sedimentos aportados a ella. . b. Partes de un Estuario 

Sector marino o estuario bajo: está en libre conexión con el mar abierto y es donde dominan los procesos marinos



Sector medio: está sujeto a fuertes mezclas entre el agua dulce aportada por el río y el mar.



Sector fluvial o estuario alto: el agua es dulce pero se dejan sentir diariamente la acción mareal.

Figura 37: Partes de un estuario

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c. Clasificación de los Estuarios: En función de las condiciones existentes en las entradas de los estuarios se pueden establecer tres tipos básicos: c.1 Estuario de valle fluvial hundido y inundado (tipo río). En los momentos iniciales de su desarrollo, al amparo de los deltas mareales se desarrollan extensas cuencas que actúan como trampas de sedimentos fangosos. El grado de sedimentación en frentes deltaicos de este tipo son rápidos. c.2 Los Estuarios barreras En la medida que se rellenan, pierden la irregularidad de los bordes de su costa, desarrollando bordes sedimentarios y lóbulos deltaicos con canales bifurcados. El estadio final de relleno está caracterizado por canales sinuosos con suaves bordes de leves. 3.1.2.6 MEDIOS LAGOONS Es uno de los submedios sedimentarios más difíciles de distinguir en sedimentos fósiles, puesto que sus secuencias son extremadamente parecidas a las que existen en la llanura de marea. Ello es lógico si ya morfológicamente es difícil delimitar cuando se trata de un lagoon o cuando de una llanura de marea; probablemente existen todos los estadios intermedios entre uno y otro. 3.1.2.7 MEDIO PLATAFORMA CARBONATADA Irwin, estudiando los depósitos «Mississipienses» de la cuenca de Williston, en América del Norte, ideó un modelo teórico para la sedimentación carbonatada en plataformas. Tres tipos distintos de facies, que representan entre sí sendos cambios laterales. Facies a) Consta principalmente de dolomías y anhidrita y cantidades menores de halita, arcilla y arenisca. Estos materiales se hallan distribuidos rítmicamente en la siguiente secuencia: se inicia con pel y biomicritas, que hacia arriba pasan a dolomías microcristalinas con fragmentos de conchas dispersos. Facies b) Está compuesta por calcarenitas libres de fango, bien clasificadas, a veces dolomitizadas o cementadas por esparita, pero reteniendo a menudo porosidad primaria intergranular. Facies c) Son calizas arcillosas grises oscuras, laminadas o finamente estratificadas; localmente son silíceas y están interestratificadas con cherts. Los fósiles están, a veces, silicificados. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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3.1.3 MEDIOS AMBIENTALES MARINOS Los procesos sedimentarios presentan siempre una influencia geográfica, ya que están definidos por una serie de factores físicos, biológicos y químicos, formando lo que se denomina ambiente sedimentario. El conjunto de estas características imprime al sedimento o facies sedimentaria, unas propiedades que les hacen diferenciables al resto de los sedimentos depositados en otros ambientes. Su importancia radica en que aproximadamente el 72% de la superficie terrestre está ocupada por el mar. Los métodos de estudio son principalmente a través de la geofísica. Su carácter es deposicional principalmente. En el borde pre continental y llanura abisal existen dos tipos de sedimentación. Una autóctona o sedimentación pelágica producto del acúmulo de caparazones de organismos planctónicos, ya calcáreos, ya silíceos. Y por otra, alóctona, o de tipo detrítico, a base de los materiales que desde el continente y pasando a través de la plataforma continental, van a parar al pie del talud. Los ambientes puramente marinos los constituyen: plataforma continental (arrecifes), talud continental (cañones submarinos) y llanura abisal (abanicos submarinos).

Figura 38: Ambientes Marinos CAÑONES SUBMARINOS: Los cañones submarinos son valles profundos abiertos en el talud continental de los océanos siguiendo el sentido de la pendiente. Están originados por la erosión producida por las masas de sedimentos que se desplazan, a altas velocidades hacia las zonas más profundas de las cuencas oceánicas. Estos cañones se continúan hasta las planicies oceánicas situadas entre los 4000 y 5000m. de profundidad, como por ejemplo, el cañón de Hudson. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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3.1.3.1 ABANICOS SUBMARINOS Los abanicos submarinos son morfologías (geoformas) producidas por el depósito de las corrientes de turbidez, este depósito se conoce como turbidita. La corriente de turbidez es un tipo de flujo gravitacional de sedimentos, dominado por factores físicos particulares. a. Flujos Gravitacionales de Sedimentos Se pueden clasificar según su comportamiento Geológico y según el mecanismo principal de transporte de granos:  Inicio del flujo El comienzo del flujo se debe a una inestabilidad en el sedimento acumulado sobrepasando una densidad crítica, se ve facilitada por los siguientes factores: - Pendiente

- Sismicidad.

- La taza de sedimentación.

- Actividad biológica.

- Licuefacción. b. Abanicos Submarinos. Corresponden a la morfología producida por el depósito de las corrientes de turbidez. Se desarrollan bajo el mar generalmente, pero también bajo lagos o lagunas. Para formarse necesitan de la presencia de una fuente de alimentación que provea el sedimento, pueden ser ríos, deltas, glaciares, abanicos aluviales, entre otros. - Superior: Contiene muchos sistemas canal-leves. - Intermedio: Contiene canales meándricos y leves. -Terminal: Compuesto por lóbulos de granos más finos. c. Clasificación Se clasifican según el tamaño del grano dominante en: ricos en fango, ricos en arena y fango, ricos en arena y finalmente ricos en gravas. El tamaño del grano que los componga está fuertemente relacionado con el tipo de fuente alimenticia que lo genere. Transportes dominados por la gravedad: c.1 Flujos de Detritos: Mezcla sin selección de tierra, roca y agua (también hielo) el cual cae rápidamente por una pendiente. Se puede separar en Torrentes de Tierra, en los cuales solo participan partículas muy finas, y Torrentes de Barro, los cuales son mezcla de detritos de rocas con agua fangosa. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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Slumps: Se forman por el deslizamiento de material sobre planos curvos, este proceso provoca la rotación del material. Se produce un deslizamiento principal seguido de varios secundarios. Este proceso es causado generalmente por sismos, y en condiciones submarinas genera corrientes de turbidez. c.2 Corriente de turbidez Es el mecanismo más importante en el transporte de sedimentos submarinos, cubre grandes distancias y puede alcanzar una velocidad de 25 m/s. Pueden ser originadas por condiciones glaciares, terremotos, acumulación de depósitos sobre el talud continental y por los ríos, entre otros agentes.

Figura 39: Corriente de Turbidez

Abajo con clastos relativamente grandes y hacía arriba se disminuye paulatinamente el tamaño de los clastos. Se forman por proceso dominados por la gravedad como los slumps o por la interacción de corrientes submarinas (flujos turbulentos) principalmente, también puede ser generados por ríos durante una inundación. Secuencias de este tipo dan origen a la Turbiditas, las cuales son estudiadas por las Secuencias de Bouma. c.3 Turbiditas Es el depósito asociado a las corrientes de turbidez, es de espesores muy variables (de mm a centenas de metros) y contiene granos de arcillas a gravas.

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3.1.3.2 MORFOLOGÍA DE LOS FONDOS MARINOS La profundidad media de los océanos es de unos cuatro o cinco kilómetros que comparados con los miles de km que abarcan nos hacen ver que son delgadas capas de agua sobre la superficie del planeta. Pero la profundidad es muy variable dependiendo de la zona:

Figura 40 Morfología de los Fondos Marinos

a. Plataforma continental.- Es la continuación de los continentes por debajo de las aguas, con profundidades que van desde 0 metros en la línea de costa hasta unos 200m. Ocupa alrededor del 10% del área oceánica. Es una zona de gran explotación de recursos petrolíferos, pesqueros, etc. El ancho de la plataforma continental varía de decenas de metros hasta 1.300km. Su promedio es 70km su profundidad promedio es 135m. Su pendiente es de 1.9m/km. La plataforma continental es el perímetro extendido de cada continente, que queda cubierto durante los periodos interglaciares como la época actual por mares relativamente poco profundos y golfos. La plataforma nace, entonces, en la costa, y suele terminar en un punto de la comarca pendiente creciente (llamado barrera continental). El fondo marino tras esta barrera es el talud continental. b. Talud.- Es la zona de pendiente acentuada que lleva desde el límite de la plataforma hasta los fondos oceánicos. Aparecen hendidos, de vez en cuando, por cañones submarinos tallados por sedimentos que resbalan en grandes corrientes de turbidez que caen desde la plataforma al fondo oceánico. Su relieve es como en las montañas de tierra, más pronunciado. Cerca de fosas submarinas. Su pendiente varía de 1 a 25º (promedio = 4º). En esa provincia se encuentran los famosos cañones submarinos. Tienen tributarios y son cortados en forma de V, y con una gran variedad de rocas de edades geológicas.

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Figura 41: Talud de un Fondo Marino

d. Fondo oceánico o llanuras abisales. Con una profundidad de entre 2000 y 6000m. ocupa alrededor del 80% del área oceánica. Se extienden desde la base de las eminencias continentales, y son grandes planicies, interrumpidas por picos volcánicos o montañas submarinas que llegan a subir hasta 1km desde su base. e. Eminencia continental.- Formada por los procesos que se generan en el talud continental. Muestra curiosamente ondulaciones en los sedimentos del fondo. Estas son producidas por las corrientes profundas que usualmente circulan por ella. f. Cadenas dorsales oceánicas.- Son levantamientos alargados del fondo oceánico que corren a lo largo de más de 60,000km. En ellas abunda la actividad volcánica y sísmica porque corresponden a las zonas de formación de las placas litosféricas en las que se está expandiendo el fondo oceánico. Son llamados dorsales los de irregular pendiente, y los de menor pendiente, eminencia. g. Cadenas de fosas abisales.- Son zonas estrechas y alargadas en las que el fondo oceánico desciende hasta más de 10,000m de profundidad en algunos puntos. Son especialmente frecuentes en los bordes del Océano Pacífico. Con gran actividad volcánica y sísmica porque corresponden a las zonas en donde las placas subducen hacia el manto. 3.1.3.3 PLATAFORMA CONTINENTAL Sedimentación carbonatada en plataformas Irwin (1965), estudiando los depósitos «Mississipienses» de la cuenca de Williston, en América del Norte, ideó un modelo teórico para la sedimentación carbonatada en Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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plataformas. Estos depósitos están caracterizados por presentar tres tipos distintos de facies, que representan entre sí sendos cambios laterales. Estas son: a) evaporíticas cíclicas; b) calizas bioclásticas u oolíticas y dolomías, y c) calizas arcillosas finamente estratificadas. Facies a) Consta principalmente de dolomías y anhidrita y cantidades menores de halita, arcilla y arenisca. Estos materiales se hallan distribuidos rítmicamente en la siguiente secuencia: se inicia con pel- y biomicritas, que hacia arriba pasan a dolomías microcristalinas con fragmentos de conchas dispersos (estas dolomías contienen venillas de anhidrita y, hacia el techo, nódulos) y el ritmo culmina con anhidritas con venillas de dolomía. Facies b) Está compuesta por calcarenitas libres de fango, bien clasificadas, a veces dolomitizadas o cementadas por esparita, pero reteniendo a menudo porosidad primaria intergranular. Estas rocas son frecuentemente oolíticas, y a veces arenosas esqueléticas compuestas, en su mayor parte, de restos de crinoides. Hacia arriba pasan a pelesparitas que, con aumento del fango calcáreo, pasan a las pelmicritas de la facies a). Como fragmentos fósiles incluyen crinoides, braquiópodos, briozoos, corales, foraminíferos y algas. Facies c) Son calizas arcillosas grises oscuras, laminadas o finamente estratificadas; localmente son silíceas y están interestratificadas con cherts. La fauna es similar a la de la facies b) pero menos abundante y mejor conservada, con pocos corales o algas. Los fósiles están, a veces, silicificados.

Figura 42: Extensión de la Plataforma Continental Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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3.1.3.4 TALUD Y BORDES Es una parte de la morfología submarina, ubicada entre los 200 a 4.000m. bajo el nivel del mar. Esta zona tiene un fuerte relieve o declive, en la que se encuentran profundos valles, grandes montañas y gigantescos cañones submarinos. Se producen grandes deslizamientos. Las condiciones se hacen muy difíciles y el volumen de la biomasa disminuye. A esta región también se le llama zona batial. Esta unidad morfológica, es la porción del fondo oceánico, que se extiende a partir del borde de la plataforma continental hasta una profundidad de 1000 a 4500m. Su pendiente media es de 5-7°C, aunque a veces alcanza 25°C y en ocasiones rebasa los 50°C. En amplitud varía de 8 -10 km. hasta 250-270 km. Finalmente es necesario constatar que el talud continental es, en conjunto de dimensiones del relieve terrestre y a diferencia de la Elevación Continental, que es esencialmente acumulativa, el talud es tectónico. Sedimentación en talud y borde continental y sedimentación profunda Con relación a la profundidad, el océano se divide en la zona fótica, que es aquella que permanece iluminada por el sol y que llega a alrededor de los doscientos metros de profundidad, y la zona afótica, que es oscura, porque no recibe los rayos solares y se inicia en los doscientos metros de profundidad. En la zona afótica hay una nueva división: La zona batial, que llega alrededor de los dos mil metros de profundidad y que está influida por los movimientos ascendentes y descendentes de las masas de agua; y la zona abisal, zona más profunda que sigue a la batial, en la que las aguas permanecen tranquilas. Considerando la distancia respecto a la costa, se distingue dos zonas la zona nerítica y la zona pelágica.

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UNIDAD IV DISCORDANCIAS Y SECUENCIAS ROCOSAS Es utópico buscar una localidad donde se pueda encontrar la columna ideal en la que haya quedado registrada, mediante los sedimentos, toda la historia. Ni a un a escala menor, puede encontrar una continuidad sedimentaria perfecta, pues las interrupciones de la sedimentación son frecuentes, aunque su importancia varíe desde un simple plano de estratificación hasta la ausencia de varios sistemas. El estudio y descripción de las discordancias y discontinuidades estratigráficas tienen diferentes aspectos, aunque en conjunto formen un todo, es decir la ausencia o no de una unidad cronoestratigráfica. Los conceptos de continuidad y discontinuidad se aplican a las relaciones genéticas entre partes superpuestas de una columna estratigráfica, bien dentro de una misma unidad estratigráfica o bien coincidiendo con el límite de dos unidades o más. La continuidad alude a la relación genética entre dos estratos cuando no hubo una interrupción sedimentaria medible entre el depósito de ambas y la discontinuidad, como término antónimo, alude a dicha relación cuando medió una interrupción sedimentaria medible. Las superficies de continuidad y discontinuidad, dentro de una misma formación, separan sedimentos de la misma litología y generalmente coinciden con superficies de estratificación.

Figura 43: Discordancias y secuencias rocosas en el tiempo geológico

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4.1 DISCORDANCIA Y DISCONTINUIDADES Los términos continuidad y discontinuidad tienen una aplicación directa y de gran importancia, en la clasificación de las relaciones entre unidades litoestratigráficas superpuestas. Se denomina continuidad a la relación genética entre dos unidades litoestratigráficas superpuestas entre las que no haya mediado una interrupción sedimentaria medible, de manera que tan solo haya acaecido un cambio en las condiciones sedimentarias que implica el cambio de litofacies. a. relaciones entre continuidad-concordancia y discontinuidad-discordancia Los conceptos de continuidad-discontinuidad alusivos a las relaciones genéticas entre unidades litoestratigráficas superpuestas, tienen una estrecha e interesante vinculación con los términos de concordancia-discordancia, ya relativos a su relación geométrica entre unidades igualmente superpuestas se recopilan los posibles tipos de relación. Para una mayor facilidad de entendimiento se numeran los intervalos de tiempo, desde el más antiguo al más moderno, con el fin de mostrar la continuidad o discontinuidad y en su caso la amplitud de la laguna estratigráfica.

Gráfico donde se muestran las relaciones de continuidad y discontinuidad: • Figura A. Continuidad con concordancia. • Figura B. Paraconformidad. • Figura C. Disconformidad. • Figura D. Discordancias angulares o planiangulares. • Figura E. Discordancia angulares erosivas. • Figura F. Discordancia sintectónica o discordancia progresivas. • Figura G. Inconformidad.

Figura 44: Continuidad y tipos de discontunidades

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b. Discontinuidades con concordancia En este tipo de discontinuidad, las superficies de estratificación de los materiales infrayacentes y supra yacentes son paralelas. Genéticamente corresponden a la relación entre dos materiales o dos unidades estratigráficas entre cuyo depósito medió una interrupción sedimentaria medible, durante la que pudo ocurrir erosión de los materiales previamente depositados, pero en la que no hubo ninguna deformación tectónica (plegamiento o basculamiento) que modificara la horizontalidad original de los materiales infrayacentes. De acuerdo con las características geométricas de la superficie de separación entre ambas unidades se diferencian dos tipos, anteriormente nombrados: las paraconformidades y las disconformidades. c. Paraconformidad El término Paraconformidad (en inglés paraconformity) fue introducido en la nomenclatura geológica por Dunbar y Rodgers (1956) para aludir a las discontinuidades en las que la laguna estratigráfica (o hiato) tiene la misma duración en amplios sectores. Una Paraconformidad es una discontinuidad en la que hay paralelismo entre la estratificación de los materiales inferiores y superiores, o sea, hay concordancia y en la que la superficie de separación es plana e igualmente paralela a la estratificación de ambos (fig. B). Este paralelismo dificulta, en muchos casos, su reconocimiento ya que pueden ser confundidas con continuidades. Criterios bio-estratigráficos.  Son los criterios más fiables de detección de una paraconformidad y consisten en la constatación a partir del estudio bioestratigráfico detallado de la falta de una o más biozonas. Para probar el carácter de paraconformidad del límite entre dos unidades litoestratigráficas superpuestas se ha de muestrear muy detalladamente los niveles inmediatamente inferiores y superiores a dicho límite y estudiar minuciosamente los fósiles, para comprobar, comparando con las biozonaciones previamente conocidas, la posible falta de alguna biozona.  En materiales marinos, en especial en los pelágicos, donde los restos fosilíferos son abundantes y permiten dataciones bio estratigráficas precisas es posible delimitar paraconformidades coincidiendo con superficies de estratificación o dentro de estratos en las que no haya ningún otro criterio que indique la presencia de la discontinuidad.

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d. Disconformidad Una disconformidad es una discontinuidad con concordancia en la que entre las dos unidades superpuestas haya mediado una interrupción sedimentaria, acompañada de una erosión de los materiales infrayacentes, de manera que la superficie de separación sea claramente erosiva. Anteriormente se ha considerado como límite convencional la escala métrica, de manera que se considera disconformidad cuando las cavidades o salientes erosivos superen esta escala, mientras que serían paraconformidades cuando fuesen de escala menor. En ambos casos, las superficies de estratificación de la unidad infrayacente son paralelas a las de la unidad suprayacente, ya que hay concordancia.

Foto 17: En la parte superior de la imagen podemos ver una discontinuidad estratigráfica

Criterios De Reconocimiento De Disconformidades En El Campo El rasgo más característico de las disconformidades y el que sirve mejor para su reconocimiento es la morfología claramente irregular y erosiva de la superficie de separación de las dos unidades estratigráficas. Para observar con nitidez este tipo de superficies es necesario tener un buen afloramiento, en el que se pueda seguir la superficie de discontinuidad y ver su relación con los materiales infrayacentes. e. Discontinuidades con discordancia Son discontinuidades que separan materiales en los que no hay paralelismo entre la estratificación de los suprayacentes y los infra yacentes. Cuando se ubican coincidiendo con límites de unidades estratigráficas jalonan el contacto entre dos unidades superpuestas, entre cuyo depósito ha mediado una etapa de interrupción sedimentaria durante la cual se suceden una fase de deformación de los materiales infrayacentes y una etapa de erosión. La fase de deformación puede ser simplemente un basculamiento producido por subsidencia diferencial o por el levantamiento tectónico de un área concreta.

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4.1.1 DISCORDANCIAS ANGULARES Y/O EROSIVAS: Criterios de reconocimiento en el campo Se denominan discordancias angulares a aquellas discontinuidades que separan dos unidades estratigráficas (usualmente dos formaciones) superpuestas en las que no hay paralelismo de capas, de manera que la unidad infrayacente tiene un mayor grado de deformación que la unidad suprayacente con respecto a la superficie de discontinuidad. La laguna estratigráfica de una discordancia puede ser extraordinariamente variable, ya que varía desde el caso extremo de materiales cuaternarios discordantes sobre materiales precámbricos, hasta casos en los que la edad de ambos materiales está próxima. EJEMPLOS DE DISCORDANCIAS ANGULARES

Foto 18: Ejemplos de Discordancias angulares

Criterios De Reconocimiento De Discordancias Angulares y/o Erosivas Sobre El Campo El principal criterio de reconocimiento de las discordancias en el campo es el geométrico, consistente en la localización de una superficie que separa dos conjuntos de estratos entre los que hay tipos especiales de discordancias: Discordancias cartográficas y deformadas. Este reconocimiento se hace en muchos casos en secciones estratigráficas aisladas, aunque en general se detectan aún mejor cuando se disponen de amplias superficies de exposición, como las paredes de valles encajados. A este criterio geométrico general de reconocimiento del paleo-relieve se pueden añadir otros criterios geomorfológicos, sedimentológicos, etc. (que son los mismos que sirven para reconocer disconformidades) visibles en la superficie de discordancia y entre los que se pueden destacar:

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 Presencia de conglomerados básales similares a los de las disconformidades, con cantos de la roca infrayacentes, que serán más abundantes cuanto más irregular sea el paleo relieve de la superficie de discordancia. 

Presencia de superficies erosivas con perforaciones de organismos marinos litófagos, propios de acantilados y medios costeros de alta energía.

 Presencia de paleosuelos, calcretas, arcillas residuales o bauxitas tapizando la superficie de discontinuidad, en especial las partes topográficamente más bajas de la misma, lo que indicaría que la erosión tuvo lugar en condiciones sub aéreas.  Presencia de superficies karstificadas con morfologías muy irregulares, acompañada en algunas ocasiones con cuevas en la unidad infrayacentes. En el caso que estas cuevas se rellenasen de sedimento marino, tras una etapa de sumersión se formarían diques neptúnicos.  La interrupción sistemática de estructuras tectónicas como fallas o de cuerpos ígneos, sin que metamorfizen la unidad suprayacente, y los cambios bruscos del estilo tectónico o del grado de metamorfismo, pueden servir de criterios de reconocimiento de discordancias, aunque deben usarse con la cautela necesaria que permita diferenciarlos de posible contactos tectónico. 4.1.2 CRITERIOS DE RECONOCIMIENTO DE DISCORDANCIAS EN EL SUBSUELO En perfiles sísmicos de reflexión las discordancias quedan puestas de manifiesto de manera muy simple. Su detección consiste en delimitar superficies que separen dos unidades lito-sísmicas con diferente inclinación. Estas superficies, que serían las de discordancia, quedan marcadas por el choque de los reflectores sísmicos. En sondeos la detección de discordancias se realiza a través de la técnica de diagrafía que permite medir la dirección y el buzamiento de las capas (buzómetro o dipmeter); las discordancias quedarán definidas en superficies que separen materiales con diferente buzamiento. En los perfiles sísmicos, al exagerar la escala vertical, se individualizan fácilmente incluso las discordancias de ángulo muy bajo, que podrían ser equivalentes a las que hemos llamado anteriormente discordancias cartográficas, que en sección estratigráfica o incluso en sondeos podrían pasar desapercibidas. Los perfiles sísmicos permiten, además, ver la geometría de la superficie de discontinuidad a lo largo de decenas, e incluso centenas, de kilómetros y con ellos ver la evolución lateral de las discordancias, que en unos casos se mantienen y en otros desaparecen lateralmente pasando a concordancias.

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4.1.3 DISCORDANCIAS SINTECTÓNICAS Y PROGRESIVAS Corresponden a unos tipos muy interesantes de discordancias ya que pueden informar sobre la edad de las deformaciones tectónicas. Se trata de dos conceptos muy relacionados entre si, uno de ellos discordancia sintectónica es un concepto general aplicable a discordancias una vez que se conozca bien su génesis y el otro discordancia progresiva es un tipo concreto de discordancia sintectónica fácilmente reconocible directamente en el campo y en el subsuelo. a. Discordancia Sintectónica Se llaman discordancia sintectónica a cualquier tipo de discordancia en la que la sedimentación y la formación de la megaestructura discordante angular han sido contemporáneas del proceso tectónico que la ha engendrado. En este tipo de discordancias las lagunas estratigráficas tienen escasa duración, permitiendo la datación precisa de las fases de deformación. En ellas se pasa lateralmente desde sectores con discordancias a otros adyacentes más o menos cercanos donde la sedimentación ha sido continua y concordante. La observación detallada del área comprendida entre ambos sectores permitirá fijar con la máxima precisión la edad de la deformación. El caso más simple de discordancia sintectónica es aquel que presenta discordancias angulares en los bordes de una cuenca sedimentaria que se amortiguan hacia el interior de la misma, de manera que se pasa a una superficie de continuidad. b. DISCORDANCIA PROGRESIVAS Por su parte se llama discordancia progresiva a un tipo específico de discordancia sintectónica de fácil reconocimiento y en el que la discordancia angular se amortigua rápidamente y pasa lateralmente a una conformidad, y que se localizan en relación con un frente tectónicamente activo. Se define la discordancia progresiva como una "discordancia constituida por una acumulación vertical. 4.1.4 CAMBIO LATERAL DE LAS SUPERFICIES DE DISCONTINUIDAD Los diferentes tipos de discontinuidades anteriormente expuestos corresponden a geometrías observables en secciones estratigráficas o en perfiles sísmicos, en extensiones reducidas. La visión de las superficies de discontinuidad a lo largo de grandes extensiones en el campo y, especialmente, en perfiles sísmicos, da una nueva visión muy interesante de las discontinuidades. En muchos casos reales se puede observar el paso lateral entre todos los tipos descritos. Así, por ejemplo, en una cuenca sedimentaria se puede tener una discordancia angular que pasa lateralmente a una disconformidad.

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4.2 DISCONTINUIDADES Y RUPTURAS SEDIMENTARIAS Se pretende, en este apartado, precisar las analogías y diferencias entre ambos conceptos, a veces utilizados erróneamente como sinónimos. El concepto de "ruptura sedimentaria" debe ser utilizado de manera muy diferente de los conceptos de continuidad y discontinuidad, ya que aquel se va a referir a los cambios en los factores que controlan la dinámica sedimentaria y a su reflejo en el registro estratigráfico. Una ruptura sedimentaria se deduce a partir de un estudio integrado de muchos datos en el conjunto de una cuenca sedimentaria. 4.2.1 DISCONTINUIDADES LOCALES Y REGIONALES Las discontinuidades locales son aquellas que se detectan en áreas muy reducidas de extensión y que se han originado en relación con factores locales. Estos factores pueden ser tectónicos como deformaciones puntuales del fondo de la cuenca por halocinesis, fracturación, etc. que den lugar a relieves más elevados que los adyacentes, los cuales tienden a erosionarse y, posteriormente, a cubrirse por materiales más modernos, dando disconformidades o discordancias angulares. I Las discontinuidades regionales son aquellas que quedan reflejadas en extensiones amplias (decenas o centenas de kilómetros) y que en muchos casos afectan a la totalidad de una cuenca sedimentaria. 4.3 INTERPRETACIÓN GENÉTICA DE LAS DISCONTINUIDADES La interpretación genética de las discontinuidades observables en las secciones estratigráficas levantadas en los materiales de relleno de una cuenca sedimentaria tiene un gran interés, ya que permite detectar los intervalos de tiempo en los cuales hubo interrupción sedimentaria, en los que pudo haber deformación y/o erosión de materiales previamente depositados, datos imprescindibles para el análisis de cuenca Son varios los objetivos parciales y complementarios que deben abordarse para la interpretación correcta de las discontinuidades:    

Tipo de discontinuidad y cambios laterales del mismo Edad de la interrupción sedimentaria Edad de la fase de deformación tectónica Deducción del área afectada por la discontinuidad

Los factores genéticos principales que influyen en el origen e importancia de las discontinuidades estratigráficas son los siguientes:

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    

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Cambios del nivel base Cambios de la actividad Tectónica Factores Paleográficos Cambios Climáticos Cambios en las condiciones oceanográficas

4.4 INTERÉS DEL ESTUDIO DE LAS DISCONTINUIDADES El interés del estudio de las discontinuidades estratigráficas es muy grande tanto desde un punto de vista científico como aplicado. Su estudio puede servir de ejemplo sobre la estrecha relación entre los aspectos teóricos y los prácticos, que hacen que la Estratigrafía como ciencia tenga esta doble e interesante faceta. Desde el punto de vista teórico o científico puro merecen destacarse tres aspectos fundamentales. El primero es que las discontinuidades estratigráficas constituyen la base del reconocimiento de unidades genéticas, como divisiones del relleno sedimentario de una cuenca. El segundo es que las discontinuidades estratigráficas (y las rupturas sedimentarias) constituyen un excelente criterio de correlación entre diferentes secciones estratigráficas. El tercero es que el estudio detallado de las discontinuidades permite conocer las características de los intervalos de tiempo sin depósito. Desde el punto de vista aplicado hay que destacar la relación de algunas materias primas de gran interés económico con las discontinuidades estratigráficas.

Figura 45: Block diagrama de continuidad y tipos de discontinuidades Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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UNIDAD V: UNIDADES GEOCRONOLÓGICAS, CRONOESTRATIGRÁFICAS Y LITOESTRATIGRÁFICAS 5.1 NOMENCLATURA ESTRATIGRÁFICA La finalidad principal de la nomenclatura Estratigráfica es la comparación y ordenación de los diferentes estudios locales estratigráficos, es decir; está íntimamente relacionada con las correlaciones estratigráficas Los códigos y guías estratigráficos cristalizan los esfuerzos de la comunidad geológica para dotarse a sí misma de instrumentos que promuevan el dictum “un sólo término para cada concepto” que constituye el meollo de la comunicación efectiva, ya sea científica o de cualquier otra índole, evitando confusión y vaguedad conceptual, permitiendo la reproducibilidad de observaciones y la comprensión inequívoca de las ideas expresadas por otros. Para que un código o guía sirva adecuadamente a la comunidad a quien va dirigido, debe mantenerse actualizado y reflejar fielmente el trabajo de ésta. Por ello, la Comisión Norteamericana de Nomenclatura Estratigráfica (NA CSN por sus siglas en inglés) ha sostenido un esfuerzo permanente de actualización del Código Estratigráfico Norteamericano (NA SC por sus siglas en inglés) 5.2 CATEGORÍAS ESTRATIGRÁFICAS Tiene por objeto reunir a los estratos y las rocas asociadas a ellos, de una sucesión estratigráfica normal, en unidades estratigráficas.

Figura 46: Categorías estratigráficas.

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5.3 JERARQUÍA DE UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS Anteriormente, la finalidad principal de la nomenclatura estratigráfica era la comparación y ordenación de los diferentes estudios locales estratigráficos, es decir, está íntimamente relacionada con las Correlaciones Estratigráficas. Pero la Comisión Americana de Nomenclatura Estratigráfica, en 1961, publico un Código De Nomenclatura Estratigráfica que define tanto la denominación como la jerar quía de las diferentes unidades estratigráficas, basadas en la litología, contenido fosilífero y tiempo. 5.3.1 DEFINICIÓN DE LAS UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS FORMALES. a. Unidad Estratigráfica Una unidad estratigráfica es "un estrato o conjunto de estratos adyacentes susceptibles de reconocerse en su conjunto como unidad (o entidad característica) en la clasificación de la sucesión estratigráfica de la Tierra. Los tres tipos de unidades estratigráficas son:  Unidades Lito-estratigráficas: basadas en la diferenciación litológica de la sucesión estratigráfica.  Unidades Bio-estratigráficas: basadas en el contenido paleontológico de los estratos.  Unidades Crono-estratigráficas: basadas en el tiempo.

Figura 47: Clasificación de las unidades estratigráficas. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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b. Unidades Estratigráficas Formales Se denominan unidades formales a las unidades estratigráficas definidas de acuerdo con las normas establecidas en los códigos y guías estratigráficas, mientras que se llaman unidades informales a las unidades estratigráficas establecidas con carácter local y provisional, sin cumplir totalmente las normas establecidas en los códigos y guías estratigráficas. Publicación en medios científicos reconocidos por ejemplo: código de nomenclatura estratigráfica (CNE).guía estratigráfica internacional (GEI), normas estratigráficas internacionales(NEI), Miembros de la comisión internacional (MCIE), unión internacional de ciencias geológicas (IUGS), etc. c. Diferencias Entre Unidades Formales E Informales: Las unidades formales son nombradas por un esquema establecido de clasificación. Las unidades informales son ordinarias no son protegidas por la estabilidad que proporciona la formalización. Se idean por razones económicas y científicas. d. Estratotipo.- Es el tipo, original o designado posteriormente, de una unidad estratigráfica o de un límite estratigráfico, identificado como un intervalo específico o un punto específico en una secuencia específica de estratos y que constituye el patrón para la definición y reconocimiento de la unidad o límite estratigráfico. d.1. Estrato tipo de unidad: es la sección tipo de los estratos que sirve como patrón para la definición y reconocimiento de la unidad estratigráfica los límites inferior y superior son sus estratos tipos límites. d.2. Estrato tipo de límite: es el punto específico en una secuencia específica de estratos que sirve como el patrón para la definición y reconocimiento de un límite estratificado. d.3. Estrato tipo compuesto: es un estrato tipo de unidad formado por la combinación de varios intervalos especificados de estratos tipo conocidos como estratos tipos componentes.

Figura 48: Clases de estrato tipos.

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Figura 19: (a) Estrato tipo de unidad y Estrato tipos de límite de una unidad lito estratigráficas (formación B). (b) Estrato tipos de límite de unidades crono estratigráficas (límite superior del piso A es el límite inferior del piso B).

 LA LOCALIDAD TIPO: (de una unidad estratigráfica o límite estratigráfico) es la localidad geográfica concreta en la que se localiza su estrato-tipo, y de la que con frecuencia toma su nombre.  ÁREA TIPO: territorio geográfico que circunda a la localidad tipo. 5.3.2 UNIDADES LITO- ESTRATIGRÁFICAS. A. Definición: De acuerdo con la Guía Estratigráfica Internacional (GEI, 1980) se define como unidad lito-estratigráfica a un "conjunto de estratos que constituyen una unidad, por estar compuesto predominantemente por un cierto tipo litológico o de una combinación de tipos litológicos, o por poseer otras características litológicas importantes en común, que sirvan para agrupar los estratos". Una unidad lito-estratigráfica es, por tanto, un volumen reconocible de rocas, y diferenciable de los volúmenes que le rodean, por su litología.

Figura 20: Gráfico en el que se muestran los rangos de unidades litoestratigráficas. Se representan tres formaciones (X, Y, Z) y en una de ellas (Formación Y) se diferencian tres miembros (A, B, C). Se muestran dos ejemplos de capa: la capa 1 es una unidad litoestrátigrafica. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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B. La Formación Como Unidad Fundamental. El Código de Nomenclatura Estratigráfica (CNE, 1961) y la Guía Estratigráfica Internacional (GEI, 1980) establecen como unidad fundamental dentro de las unidades litoestratigráficas formales a la formación. Se define "como un conjunto de estratos de rango intermedio en la jerarquía de las unidades litoestratigráficas formales". Las formaciones son las únicas unidades litoestratigráficas formales en las que es necesario dividir la columna estratigráfica completa. De este modo el conjunto de rocas estratificadas presentes en la corteza terrestre se dividirían en numerosísimas formaciones que encajarían entre ellas como un puzzle tridimensional de múltiples piezas. a) Formación: La Formación es la unidad fundamental de la clasificación litoestratigráfica. Según Hedberg: "la Formación es un conjunto de rocas estratificadas que se diferencian de los estratos adyacentes por el predominio de una cierta litología o combinación de litologías, o por poseer rasgos litológicos unificadores o destacables. El espesor puede variar desde menos de 1m a cientos de metros, dependiendo del tamaño requerido de las unidades locales para expresar mejor el desarrollo litológico de la región". Mucho más concreta es la definición dada en el Código de Nomenclatura Estratigráfica (1961): es un conjunto de rocas estratificadas que se caracterizan por su homogeneidad litológica, de forma más o menos tabular, cartografiable (escala 1:25,000) en superficie o puede seguirse en el subsuelo. b) Miembro: Miembro es la unidad lito-estratigráfica de orden inmediatamente inferior a la Formación. Se reconoce por poseer unas especiales características litológicas que le distinguen de las restantes partes de la Formación. Su extensión lateral y su espesor tienen que estar comprendidos enteramente dentro de la Formación a la que pertenece. No es imprescindible que las Formaciones estén divididas en Miembros. Se puede encontrar desde una Formación sin ninguna división, hasta otra totalmente dividida, pasando por aquella que solo una parte se la designe como Miembro. Igual que la Formación, el Miembro debe tener una sección tipo de referencia y su denominación se compone de un nombre geográfico precedido de la palabra Miembro, aunque es aconsejable situar entre los dos la litología característica; por ejemplo: Miembros de pizarras de Valporquero, etc.

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Figura 51: Columna de Cajamarca, del cretácico mostrando la separación en miembros de la Formación Mujarrum.

c) Capa o Camada: La capa es la unidad más pequeña en litoestratigrafía; todas las demás están compuestas por una o más capas. Normalmente no se suelen usar denominaciones formales de Capas en la mayor parte de las secuencias litológicas, a no ser por características propias de la Capa, interés económico, etc. Un caso especial son las llamadas "Capas guía", que por su regularidad y extensión sirven de nivel de referencia en grandes áreas; por ejemplo: los Tonstein en series carboníferas. Secciones tipo Litoestratigráfica.

de

las

unidades

Cada unidad formal Litoestratigráfica tiene un patrón o sección tipo, sobre el cual están definidas y que reciben el nombre de Estratotipo Litoestratigráfica o litoestratotipo. Figura 52: Representación gráfica de los estratos

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5.3.3 Unidades lito – estratigráficas Grupo. Es la unidad lito-estatigráfica de orden más alto. Está compuesta por la unión de dos o más Formaciones continúas con rasgos litológicos comunes. La denominación formal de un Grupo está compuesta por la palabra Grupo, seguida del nombre de una localidad geográfica, por ejm: Grupo Goyllarisquizga. Si la variación litológica de una región aconsejase reunir varios Grupos que siendo contiguos presenten características litológicas comunes, se puede usar el término de Supergrupo para este conjunto. 5.3.4 Unidades Bioestratigráficas A. Naturaleza de las unidades bioestratigráficas Las unidades bioestratigráficas (biozonas) son conjuntos de estratos que se definen y caracterizan por su contenido fósil. Las unidades bioestratigráficas existen sólo donde se ha identificado el rasgo o atributo en que se basan. Por consiguiente, las unidades bio-estratigráficas son unidades objetivas basadas en la identificación de taxones fósiles. Una unidad bioestratigráfica puede basarse en un solo taxón, o en una combinaci ón de taxones, o en las abundancias relativas, o en rasgos morfológicos concretos, o en las variaciones de cualquiera de las muchas características relativas al contenido y distribución de los fósiles en los estratos. B. Biozona (Zona bio-Estratigráfica). Término general aplicable a cualquier clase de unidad bio-estratigráfica, sin tener en cuenta ni su espesor ni su extensión geográfica. Conjuntos de estratos que se definen y caracterizan por su contenido fósil. Pueden basarse en un solo taxón o en varios que son coetáneos. Se denomina biozona a un estrato o conjunto de estratos caracterizados por el contenido de ciertos taxones o por una asociación de taxones B.1 Zona de conjunto. También llamado cenozona, definido a partir del contenido total de fósile s a partir de un grupo de fósiles seleccionados. Cuerpo de estratos cuyo contenido de fósiles de cierto tipo, constituye un conjunto que lo diferencia, de los estratos adyacentes.

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Figura 53: zonas de conjunto.

B.2 Zona de extensión. Cuerpo de estratos que representa la extensión estratigráfica y geográfica conocidas de la presencia de un taxón concreto o de una combinación de taxones de cualquier categoría. Hay dos tipos: zonas de extensión de taxón y zonas de extensión coincidente. a) zona de extensión de un taxón Cuerpo de estratos que representa la extensión conocida de la presencia estratigráfica y geográfica de ejemplares de un taxón concreto. Los límites de una zona de extensión de taxón son los biohorizontes que marcan las fronteras de la presencia conocida. b) zona de extensión coincidente Cuerpo de estratos que incluye las partes que se solapan de las zonas de extensión de dos taxones concretos. Los límites de una zona de extensión coincidente vienen definidos en cualquier sección estratigráfica concreta por la presencia estratigráfica más baja de las extensiones superiores de los dos taxones que definen la zona y por la presencia estratigráfica más alta de las extensiones inferiores de los mismos.

Figura 54: Limites de extensión de un taxón. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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B.3 Filozona.  Es la biozona que contiene ejemplares representativos de un segmento de una línea o dirección de evolución o desarrollo, limitada tanto arriba y abajo por cambios de línea o dirección.  Los límites son bio-horizontes de primera aparición de especies dentro de una misma línea evolutiva.

Figura 55: Zonas de linajes. Ejemplos teóricos de zonas de linaje o filozonas. En el ejemplo I, a, b, c son zonas de extensión de los taxones a, b, c (o delas formas a, b y c de un mismo taxón). En el ejemplo II, a y b son partes de las zonas de extensión y c es una zona de extensión completa. Otros ejemplos de zonas de linaje podrían ilustrar diferentes patrones de evolución.

B.4. Zona de apogeo (Zona de abundancia)  Cuerpo de estratos en el que la abundancia de un taxón concreto o de un grupo concreto de taxones es, significativamente, mayor que la usual en las partes adyacentes de la sección. La abundancia excepcional de un taxón o taxones en el registro estratigráfico puede deberse a determinados procesos de extensión local, pero puede repetirse en diferentes lugares en distintos períodos de tiempo.

Figura 56: Zona de apogeo.

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B.5 Zona de intervalo  Cuerpo de estratos fosilíferos entre dos biohorizontes concretos. Este tipo de zona no es necesariamente una zona de extensión de un taxón o de coincidencia de taxones; se define e identifica únicamente en función de sus biohorizontes limitantes, son particularmente útiles en el trabajo estratigráfico del subsuelo.  Los límites de una zona de intervalo se definen por la presencia de los biohorizontes seleccionados para su definición.  Los nombres dados a las zonas de intervalo pueden derivar de los nombres de los horizontes limitantes

Figura 57: Zona De Intervalos.

C. Nomenclatura de las unidades bioestratigráficas La denominación formal de una unidad bioestratigráfica debe estar formada por los nombres de uno o dos fósiles escogidos, combinados con el término propio del tipo de la unidad en cuestión. La función de la denominación es proporcionar un no mbre único a cada biozona. La manera de escribir los nombres de los fósiles para las unidades estratigráficas debe seguir las normas indicadas por el Código Internacional de Nomenclatura Zoológica o el Código Internacional de Nomenclatura Botánica. La letra inicial del término de unidad (Biozona, Zona, Zona de Asociación) se ha de escribir en mayúscula como los nombres de los géneros; la letra inicial de los adjetivos de especie se escribe en minúscula; para los nombres taxonómicos de géneros y especies se utiliza la cursiva

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5.3.5 UNIDADES CRONOESTRATIGRÁFICOS A. Definición La clasificación crono-estratigráfica es la organización de estratos en unidades basada en sus edades. Una unidad crono-estratigráfica es un cuerpo de estratos formados durante un intervalo de tiempo geológico específico, llamado unidad geo-cronológica. Una cronozona abarca todas las rocas formadas en algún lugar durante un rango de tiempo caracterizado por algún rasgo geológico o algún intervalo de estratos específicos, ejemplo, la “cronozona ammonite” se refiere a los estratos depositados durante el tiempo de los ammonites (C2 –edad albiano). B. Límites Crono estratigráficos Las unidades crono-estratigráficas son establecidas uniendo los límites superior e inferior (crono-horizontes) de la unidad, que deben ser demostrablemente isócronas. Estos límites pueden ser definidos por fósiles, datación radiométrica, inversiones magnéticas, interrelaciones físicas de los estratos, efectos paleoclimáticos, cambios eustáticos del nivel del mar y orogénesis. B. Usos De La Clasificación Crono-Estratigráfica El objetivo general de la clasificación crono-estratigráfica es la organización sistemática de la sucesión de los estratos de la Tierra en unidades (unidades cronoestratigráficas), que corresponden a intervalos de tiempo geológico (unidades geocronológicas) como base para la crono-correlación y como sistema de referencia para el registro de los sucesos de la historia geológica. C. Divisiones crono- estratigraficas y geo-cronologicas.

Las unidades crono-estratigráficas dividen la columna estratigráfica basándose en el tiempo y se refieren a los estratos que se han depositado durante un tiempo determinado, son por lo tanto unidades materiales y tangibles (estratos). Es muy difícil en su descripción separarlas de las unidades geo-cronológicas. Ambas unidades son inferidas, ya que se deducen de observaciones previas realizadas. Son las unidades fundamentales, ya que a través de ellas se llega a la finalidad del trabajo puramente estratigráfico, es decir, al encaramiento de las observaciones dentro de la columna estratigráfica general y por lo tanto correlacionable en todo el mundo. Son las usadas para el establecimiento de la escala de tiempo geológico. D. Edades relativas: Fósiles guías:

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Permiten una correlación de edad entre diferentes sectores. Un fósil guía es un fósil con una abundancia relativamente alta, una distribución global y de una vida como especies relativamente corta. Otra ventaja sería una relativa independencia de factores ambientales. En el primer instante un fósil guía apunta a una cierta época y permite una correlación con los estratos en otros sectores que contienen el mismo fósil. Se habla de "edades relativos" por qué un fósil en un primer instante define solamente una cronología entre más antiguo hasta más joven.

Figura 58: Correlación - edad tiempo.

E. Edades absolutas: Dataciones radiométricas por medio de isótopos inestables Isótopos son átomos de un elemento de distintas masas, de distintas cantidades de neutrones, pero de la misma cantidad de protones (mismo número atómico) y tienen casi las mismas propiedades químicas. E.1 Método radiométrico

El primer método radiométrico que se inventó se basa en el Carbono 14, pero sólo alcanza los 45.000 años de antigüedad. Con otros elementos se pueden datar yacimientos más antiguos. Algunos, como el Potasio/Argón, se han utilizado para datar yacimientos africanos muy antiguos, pero no sirven en general en el Pleistoceno europeo, ya que hace falta encontrar rocas volcánicas. Para los yacimientos en cuevas típicos de este periodo en Europa hay un procedimiento llamado series de Uranio, y se aplica a las costras estalagmíticas. El método depende de un isótopo del uranio. Una costra se forma por precipitación de carbonato cálcico disuelto en agua. Esta precipitación produce cristales de calcita; como el agua lleva uranio, éste queda atrapado dentro de los cristales. Al formarse el cristal el reloj se pone a cero. Muchos años después, en una muestra de la costra se mide la cantidad de Torio, producto de descomposición del Uranio. Comparando la cantidad de Uranio inicial con la de Torio final se calcula el tiempo desde que se Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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formó el cristal. Cualquier fósil encontrado bajo la costra es más antiguo que ésta; por tanto, la edad de esa costra será la edad mínima del fósil. El sistema funciona hasta los 350.000 años de antigüedad. Una variante conocida como ESR (Resonancia de Espín Electrónico) puede aplicarse a los huesos, dientes y espeleotemas. Este método mide el número de electrones liberados por efecto de la radiación ambiental. a. Método potasio argón:

Por ejemplo la descomposición radioactiva de 40K à 40Ar y de 40K à 40Ca. El período de semidesintegración de 40K à 40Ar es 1,3Ma. Es decir cada 1,3Ma la mitad de los isótopos de 40K originariamente presentes se han descompuestos y formados 40Ar.Conociendo los parámetros siguientes, se puede calcular el tiempo, en que inició la desintegración radioactiva, lo cual en algunos casos coincide con la edad de formación de la roca: La cantidad de los isótopos radioactivos (40K), La cantidad de los isótopos radiógenos (40Ar) formados por la desintegración de los isótopos radioactivos.

Figura 59: Datación radiométrica.

E.2 Por medio de Varves. Las varves son estratos muy finos que se componen por una zona clara- gris en el inferior y una sección oscura - negra en el superior. Este conjunto se llama "varves" y representa un año. Una de los primeros métodos de datación absoluta era el conteo de las varvas en lagos del hemisferio norte. Hasta finalmente se generó un "calendario" de varves - un listado con todas las secuencias en el contorno temporal. E.3 Por medio de anillos de árboles: Un otro método de la datación absoluta era el conteo de los anillos de los árboles. Cada anillo se compone de dos partes cuales representan en conjunto un año. Cada anillo depende de la característica climática del año. Entonces cada árbol tiene una secuencia característica de anillos- dependiente de su época de vida. La comparación de muchos árboles de diferentes épocas pero con una cierta conformidad permitió la Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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generación de un largo listado con todas las secuencias conocidas. Este listado era "por año" entonces era un real método de datación absoluta. La desventaja era que árboles petrificados no son tan comunes y existen diferencias regionales climáticas que algunas veces alteraron el crecimiento de algunos anillos. Pero actualmente este método forma un registro único paleoclimático. Cada anillo contiene información climática y se conoce la "fecha". 5.3.6 UNIDADES DE SISTEMA De acuerdo con las indicaciones de los informes de la ISSC, presentados en el congreso geológico internacional de Montreal (1972) las unidades cronoestratigraficas y su jerarquía; así como su correspondencia con las unidades geocronológicas es la siguiente.

Figura 60: Unidades de Sistema

Cronozona y crono se han distinguido por tener un carácter especial, a pesar de que las dos se pueden considerar como unidades formales. a) Cronozona: Son los estratos depositados durante el lapso de tiempo de existencia de un taxón determinado aunque no esté presente de forma física. Aunque la paleontología no sea el único criterio valido para establecer los cronozonas, la costumbre y sobre todo después del congreso de Paris (1900). Esto hace que tengan grandes limitaciones, pues al tener que ser sus límites isócronos, solo pueden tener un carácter regional más o menos amplio, pues entre otros factores le afecta la migración de las especies. Así mismo, al estar basada única y exclusivamente en el tiempo de vida de un taxón, hace imposible que el piso se pueda dividir en cronozonas que contenga dentro de ellas el límite de un piso.

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La denominación de esta unidad se realiza añadiendo la palabra cronozona, el nombre de la especie que la caracteriza, por ejemplo cronozona de Paraspirifere Cultrijugatus. La unidad geo-cronológica correspondiente a cronozona es el crono y se denomina de la misma forma que la cronoestratigrafía. b) Piso: Es la unidad fundamental en cronoestratigrafía. Consiste en un conjunto de rocas estratificadas que se han formado durante un intervalo de tiempo determinado. Al ser la unidad que sirve para todo el mundo encuadrando hechos en un determinado lapso de tiempo, tiene que estar muy bien definida, no solo en cuanto a su contenido, también en sus límites; por ello es imprescindible que esté referida en una sección tipo. No obstante el problema principal estriba en la determinación de sus límites. En la actualidad se tiende a definir el estrato tipos de los límites del piso, pues esto da una precisión mayor a la hora de la división. Normalmente el piso se denomina con el nombre geográfico donde está establecido su estrato tipo, así: Givetiense, Albense, etc. Cuando interés en la precisión mayor el piso se puede dividir en subpisos, cuya división es la misma que para el piso, pero el lapso de tiempo es menor. La unidad geo-cronológica correspondiente a piso es la edad y su denominación es la misma que la del piso equivalente. c) Serie: Es la unidad crono-estratigráfica inmediatamente superior al piso, está representada por el conjunto de estratos que se depositaron durante un intervalo de tiempo determinado, mayor que el del piso. Sus límites están fijados por el límite inferior del piso más antiguo y el superior del más moderno, que comprende. En el caso de que no exista división en pisos, se definirá por sus límites propios. La denominación puede ser o bien del tipo geográfico o del sistema al que pertenece, por ejemplo Serie Dinantiense, Serie Devónico Medio, Serie del Cretáceo Superior. Muchas veces se usa el término serie de forma no valida, sobre todo como termino litoestratigráfica, por ejemplo Serie calcárea, serie coralina, serie de chert, etc. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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La unidad geo-cronológica equivalente a serie es la época y toma la misma denominación que la serie correspondiente. d) Sistema: Es la unidad crono-estratigráfica inmediatamente superior a serie, puede estar definida por un conjunto de pisos correlativos o por dos o más series también correlativas. Sus límites vienen fijados por los límites inferior y superior de los pisos o series que abarca. La denominación de los sistemas tiene diverso origen: Litológico, por ejemplo: Carbonífero, Cretáceo; Geográfico, por ejemplo: Devónico, Jurásico, etc. La unidad geo-cronológica equivalente al sistema es el período y su denominación es la misma que la del sistema correspondiente. e) Eratema: Es la unidad crono-estratigráfica, reconocida de mayor amplitud. Está compuesto por el conjunto de varios sistemas consecutivos. Sus denominaciones son las más antiguas que las unidades crono-estratigráfica: Arqueozoico, Paleozoico, Mezosoico y Cenozoico, aunque muchos autores no admitan el Arqueozoico como una Eratema sino como unidad e orden mayor. La unidad geo-cronológica equivalente a Eratema es la era y su denominación es la misma que la del Eratema correspondiente. f) Eonotema: Es la unidad superior crono-estratigráfica aunque no se suele utilizar, pues debido a su magnitud no es útil como división de estratos.

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UNIDAD VI CORRELACIONES ESTRATIGRÁFICAS 6.1DEFINICIÓN Y TIPOS DE CORRELACIÓN ESTRATIGRÁFICA A. Definición de correlación estratigráfica La palabra correlación en el lenguaje normal (no científico) tiene como principal acepción: "correspondencia o relación recíproca entre dos o más cosas". En las Ciencias Geológicas el término correlación se usa de manera preferente en el campo de la Estratigrafía, y casi siempre con una connotación temporal. B. Tipos de correlación Puesto que la correlación es la comparación entre dos o más secciones estratigráficas, se pueden tener varios tipos de correlación en función del aspecto o propiedad que se comparen y los rasgos que se intenten destacar. Los tres tipos de correlación básicos son: litológica, bioestratigráfica y cronoestratigráfica. B.1 La litocorrelación, o correlación litológica (o litoestratigráfica), pretende demostrar la correspondencia en cuanto al carácter litológico y la posición litoestratigráfica. Para hacer este tipo de correlación se comparan las unidades litoestratigráficas presentes en cada una de las secciones estratigráficas y los niveles de litologías especiales dentro de las mismas. B.2 La biocorrelación, o correlación bioestratigráfica, intenta establecer la correspondencia entre dos niveles fosilíferos, basándose en la presencia de ciertos fósiles y en su posición bioestratigráfica. En la biocorrelación tiene un enorme interés el reconocimiento de los biohorizontes de primera aparición y los de última presencia de los fósiles característicos en diferentes secciones estratigráficas, ya que al considerarse como simultáneos a nivel mundial se tratarían realmente de una biocronocorrelación. B.3 La cronocorrelación, o correlación cronoestratigráfica, tiene como finalidad el establecimiento de la correspondencia de superficies isócronas y el reconocimiento de su posición cronoestratigráfica. Consiste en la comparación temporal de dos o más secciones estratigráficas, para lo cual, se seleccionan los rasgos estratigráficos que indiquen simultaneidad (p.ej. inversiones magnéticas, biohorizontes, anomalías geoquímicas, etc.)

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6.2 Métodos Físicos Se incluyen todos los métodos basados en la observación y/o en la medida de sus propiedades físicas (incluida la propia litología) de las diferentes rocas representadas en las secciones estratigráficas que se quieren comparar. 6.2.1 Métodos basados en propiedades físicas (magneto estratigrafía y diagrafías) Se agrupan las técnicas en las que los datos que se comparan son los obtenidos por medidas instrumentales de diferentes propiedades físicas de los materiales. De una parte se tienen las técnicas que estudian las modificaciones del magnetismo remanente de las rocas estratificadas, o técnicas magneto estratigráficas. De otro lado se tienen las técnicas de diagrafías, que consisten en la medida de las propiedades físicas de los materiales que han sido atravesados en un sondeo, efectuados directamente sobre las paredes del pozo. A. Métodos de correlación magneto estratigráficos Implican el reconocimiento en cada una de las secciones estratigráficas de la zonación magneto estratigráfica, o sea, los diferentes intervalos con polaridad normal o inversa presentes. Estos cambios fueron simultáneos en toda la Tierra y, por tanto, constituyen un excelente criterio de correlación. De una parte la limitación es instrumental y del esfuerzo a realizar, ya que para correlacionar dos secciones estratigráficas entre sí es imprescindible disponer de multitud de medidas. Por ejemplo, si en una sección estratigráfica en un intervalo comprendido entre dos biohorizontes se reconocen tres límites entre unidades de magnetopolaridad estos serán un excelente criterio de correlación precisa con otras secciones estratigráficas en la que se reconozcan los dos biohorizontes y los tres límites. B. Las diagrafías como criterio de correlación Las diagrafías constituyen un excelente criterio de correlación entre secciones estratigráficas, levantadas a partir de sondeos relativamente cercanos, y en todo caso dentro de una misma cuenca sedimentaria. Normalmente se utilizan, como criterio de correlación, combinándolo con la información sobre litología obtenida durante la perforación de los sondeos correspondientes. Se trata de una litocorrelación ya que los datos obtenidos mediante las diagrafías (electrofacies) reflejan esencialmente la litología de los materiales atravesados en los sondeos.

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C. Métodos de autocorrelación (comparación local) Se trata de la aplicación de uno de los principios fundamentales de la Estratigrafía, el "principio de la horizontalidad y continuidad lateral de los estratos", según el cual una superficie de estratificación puede considerarse como isócrona. Cuando una superficie de estratificación pueda ser observada (o reconocida instrumentalmente) puede aplicarse este criterio. 6.2.2 MÉTODOS LITOLÓGICOS Se incluyen a todos los métodos de litocorrelación propiamente dichos, que se basan en el estudio de los cambios litológicos bruscos y en la presencia de algunos niveles de litologías especiales detectados a simple vista en el campo (niveles guía) o reconocidos instrumentalmente, entre ellos los detectados mediante estudios de laboratorio. Cambios litológicos bruscos. Uno de los criterios de litocorrelación más usuales es el basado en los cambios litológicos bruscos observables en varias secciones estratigráficas. Consiste en hacer corresponder los límites netos entre dos unidades litoestratigráficas superpuestas, que sean reconocibles en las diferentes secciones estratigráficas que se comparen. Sabemos que, los límites de unidades litoestratigráficas superpuestas pueden ser paralelos u oblicuos a las isócronas.

Figura 61. Ejemplo de litocorrelación basado en cambios litológicos bruscos Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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En la práctica, la isocronía o no de las superficies que limitan unidades litoestratigráficas se deduce a partir de la correlación entre diferentes secciones estratigráficas. Para ello en todos los casos se establece inicialmente una litocorrelación y posteriormente se aplican nuevos métodos de correlación (bioestratigráficos, magnetoestratigráficos, etc.) que permitan comprobar la isocronía o heterocronía de dichas superficies y, por tanto, la validez o no del criterio para la cronocorrelación. A. Niveles guía. Otro criterio de litocorrelación muy utilizado es el basado en el reconocimiento de "niveles guía". Con este nombre se denominan los niveles (estratos o grupos de estratos) con características litológicas especiales que se intercalan entre materiales mayoritarios de otra naturaleza. Un especial interés tendrá aquellos niveles cuya litología sea diferente de los infrayacentes y los suprayacentes y que tengan una extensión amplia. B. Gráfico de Correlación de Shaw. Este sistema de representación consiste en colocar las dos secciones o perfiles estratigráficos (X e Y), en un eje de coordenadas dibujados con la misma escala. El eje de coordenadas se hace coincidir con una superficie de correlación (isócrona) reconocible en la base de cada una de las secciones, la cual servirá de referencia para iniciar la correlación. A partir de ella se van comparando los diferentes (capas) y se traza la línea de correlación. La mayor o menor dispersión de los puntos con respecto a la línea, puede expresarse numéricamente con el coeficiente de correlación aplicando las técnicas usuales en Estadística. Todos los puntos que queden situados sobre la línea o muy cerca de la misma, se consideran isócronos en ambas secciones, mientras que aquellos que se separen de la línea marcarán posibles fenómenos o niveles diacrónicos. Cuando las potencias de ambas secciones estratigráficas sean semejantes y, por tanto, las tasas de sedimentación también habrían sido análogas, habrá una correlación lineal de dos perfiles con una inclinación de 45 grados. Figura 62. Ejemplo de litocorrelación entre dos secciones Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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C. Componentes mayoritarios y minoritarios (elementos traza e isótopos) Los criterios litológicos pueden ser también aplicados a partir del estudio de los componentes (minerales y/o elementos químicos) de múltiples muestras a lo largo de las secciones estratigráficas que se quieren comparar. Pese a ello, con frecuencia, los resultados obtenidos no aportan grandes precisiones con respecto a otros criterios de correlación más simples de utilizar. En otros casos de trata de criterios que permiten precisar la correlación dentro de términos litológicos aparentemente muy semejantes, en los que mediante estudios de laboratorio se detectan niveles de composición anómala correlacionables. Las variaciones en los contenidos en elementos trazan, como el Sr, el Mg, el Mn, etc., en sedimentos pelágicos carbonatados, han sido eventualmente utilizadas como criterio de correlación entre secciones estratigráficas levantadas a partir de los sondeos oceánicos. Su utilidad para la correlación en secciones estratigráficas levantadas en el campo en la actualidad se puede considerar más potencial que real, ya que implican un trabajo enorme de muestreo y determinaciones de laboratorio sin una mínima garantía de resultados positivos. Los contenidos en isótopos estables (δ18O y δI3C) a lo largo de una sección estratigráfica pueden constituir un excelente criterio de correlación, aunque presenta algunas limitaciones.

Figura 63: Ejemplo de correlación global por criterios quimioestratigráfícos.

Correlación de los contenidos en δI8O entre cuatro testigos de pistón procedentes de áreas muy distantes entre sí (la localización geográfica se indica gráficamente), según Williams et al. (1988). La escala vertical original en metros de los testigos de pistón ha sido transformada, por los autores citados, a una escala en millones de años. Los números que aparecen junto a las curvas son los correspondientes a los estadios isotópicos definidos para el Pleistoceno y Plioceno.

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6.2.3 MÉTODOS RADIOMÉTRICOS

Desde un punto de vista teórico podrían ser los mejores criterios de cronocorrelación y en definitiva de la correlación estratigráfica. En efecto, si se pudiera determinar instrumentalmente, con facilidad y precisión, la edad absoluta de las rocas en diferentes secciones estratigráficas la comparación en tiempo entre ellas sería muy simple. En la práctica es completamente diferente, hasta el punto de que los métodos radiométricos se utilizan, como métodos de correlación, solamente en algunos casos muy limitados. En la práctica las técnicas radiométricas se utilizan como método de correlación estratigráfica nada más que en algunos casos concretos, en los que normalmente se cumple alguna de las tres circunstancias siguientes:  Que se trate de sedimentos recientes (últimos 35.000 años) en los que es posible la aplicación de la técnica del 14C (aplicable directamente en los sedimentos) lo que aportará datos sobre la tasa de sedimentación de este intervalo de tiempo y la periodicidad de algunos eventos.  Que se trate de materiales del Precámbrico en los que no se disponga de otros criterios, ante la falta de fósiles de interés bioestratigráfica.  Que se quieran comparar materiales estratificados carentes de fósiles (azoicos) pero que presenten intercalaciones de rocas volcánicas. De este modo se realiza una correlación global, pero válida también a escala regional y local, aunque con un grado de precisión medio. 6.2.4 MÉTODOS LITOESTRATIGRÁFICOS Con este nombre se desarrollan a los métodos de correlación basados en el análisis e interpretación de las secciones estratigráficas consisten en el reconocimiento de superficies estratigráficas con rasgos especiales que sean el reflejo de acontecimientos (graduales y en especial, catastróficos) que puedan ser reconocidos en más de una sección estratigráfica y, por tanto puedan ser correlacionadas. A continuación se muestra fotografías tomadas en la cuenca de Cajamarca, pertenecientes a la Formación Pariatambo, además el levantamiento de tres columnas estratigráficas en los sectores del rio Urubamba, Ronquillo y Tres molinos para posteriormente realizar la respectiva correlación estratigráfica.

Foto 19: Intercalación de calizas bituminosas con lutitas grises.

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Figura 64: Columnas Estratigráficas de la Formación Pariatambo mostrando la intercalación de lutitas grises con calizas bituminosas con estratificación delgada.

Foto 20: Bancos de chert en la parte del techo de la Formación Pariatambo, intercalados con lutitas grises con una potencia de 10-20cm en el sector del Rio Urubamba y Tres molinos.

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Figura 65: Columnas Estratigráficas mostrando la capa de chert en la parte superior.

A. Primer método Consiste en el reconocimiento de superficies de discontinuidad estratigráfica y de las superficies de continuidad equivalentes. Estas superficies serán el reflejo, en las secciones estratigráficas, de acontecimientos tectónicos y/o eustáticos que afecten a la totalidad de la cuenca. Su reconocimiento se hace a partir de los rasgos de diagnosis de las discontinuidades y su datación precisa mediante el estudio detallado de las asociaciones de fósiles presentes en los materiales tanto infrayacentes como suprayacentes. Estas superficies se expresan en los bordes de la cuenca mediante discontinuidades estratigráficas a veces con discordancias muy visibles e importantes lagunas estratigráficas.

Figura 66: Discontinuidades Estratigráficas

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C. Segundo método Será el que se basa en el reconocimiento de rupturas sedimentarias, las cuales pueden coincidir o no con discontinuidades, y que implican cambios en la polaridad de la actividad tectónica o de las condiciones climáticas del conjunto de una cuenca sedimentaria. Tal como se expresaba allí, las rupturas sedimentarias se ponen de manifiesto en el relleno sedimentario de una cuenca, por cambios de polaridad en las secuencias de facies.

Figura 67: Rupturas sedimentarias producidas por la actividad tectónica

D. Tercer método Que en parte se solapa con los anteriores, consiste en el análisis secuencial de la evolución de medios sedimentarios en las secciones estratigráficas. En cada una de ellas se realiza él análisis secuencial de manera gráfica colocando unas líneas verticales paralelas a la columna litoestratigráfica en las que en lugar de colocar valores de tamaño medio de grano se sitúan los medios sedimentarios desde la izquierda a la derecha en el siguiente orden: continentales, costeros, marinos someros y marinos más profundos Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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Figura 68: Correlación entre dos secciones estratigráficas del Aptiense – Albiense del Prebético Provincia de Murcia.

E. Cuarto método Se basa en la CICLICIDAD. Desde un punto de vista teórico todos los ciclos formados por procesos alocíclicos pueden servir de criterio de correlación para una cuenca e incluso global. En la práctica esto tiene muchas limitaciones ya que resulta bastante complejo comparar ciclos de dos secciones estratigráficas cuando dentro de cada una de ellas todos son muy semejantes y, por tanto, difícilmente reconocibles individualmente. Se excluyen de esta consideración los ciclos de 1° y 2° orden por ser ciclos interpretativos cuyos límites coinciden con los de ciclos de rango menor. Los ciclos de 3° y 4° orden se ponen de manifiesto por el análisis secuencial y estudio de las discontinuidades antes citadas.

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Figura 69: Ciclicidad

6.3 MÉTODOS BASADOS EN FÓSILES Bajo este epígrafe se incluyen todos los métodos que se basan en la interpretación de los fósiles contenidos en las secciones estratigráficas. Dentro de ellos se delimitan dos tipos, completamente diferentes en su planteamiento e interés. El primer tipo es el que se basa en el significado ecológico de los fósiles y cuya utilidad es simplemente los de completar algunos de los métodos físicos (Litológicos o estratigráficos) El segundo tipo se basa en la distribución de los fósiles característicos, único rasgo no repetitivo de cuantos pueden quedar reflejados en las secciones estratigrafías por lo que constituye el mejor método para la correlación en cualquier de las escalas Fósil guía. Un fósil guía puede ser una especie, género, etc., que identifica con su presencia los estratos de determinada edad Según Weller (1960), un fósil guía deberá reunir las siguientes características: ser fácilmente reconocible y distinguible del resto, estar restringida su vida a un corto espacio de tiempo, tener una amplia distribución geográfica, adaptarse a una amplia gama de ambientes y estar representado por abundantes ejemplares.

Figura 70: Fósiles Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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6.3.1 Métodos paleoecológicos Son los métodos de correlación de escaso interés y se basan en la interpretación paleoecológica de los diferentes fósiles presentes en las secciones estratigráficas que se quieren comparar. su aplicación es semejante a la de los métodos litológicos, considerando que se puedan reconocer niveles de energía, como por ejemplo acumulaciones de crinoides, concentraciones de lamelibranquios, etc; éstos podrían utilizarse para establecer correlaciones locales, que se basan en considerar que un nivel con una biofacies especial, que no se repita a lo largo de la sección estratigrafía, constituye el deposito bajo unas condiciones ecológicas especiales reinantes en un intervalo de tiempo en el sector donde se enclavan las secciones.

Figura 71: correlación mediante fósiles

6.3.2 Métodos biocronoestratigráficos Al contrario que los anteriores, éstos métodos tienen el máximo interés, hasta el punto que se pueden considerar como los métodos de correlación estratigráfica más fiables y usualmente los que mayor grado de precisión que aportan con su - utilización excesiva (sin coordinar con otros) tanto en correlaciones locales, regionales como globales. la utilización coordinada con otros métodos de los anteriormente descritos permite alcanzar el máximo de fiabilidad y precisión a las correlaciones. su única limitación para su aplicación es que obviamente será necesario que existan fósiles característicos, lo que hace que no se puedan aplicar a los materiales del precámbrico (salvo algunas excepciones) y a los materiales azoicos de cualquier otra edad. se trata de utilizar los criterios bioestratigráficos que implican una mayor connotación de edad. la aparición de una especie y la desaparición de cualquier otra se consideran a escala geológica como instantáneas y por tanto como criterio de reconocimiento de isócronas. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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Figura 72: Distribución de fósiles característicos a lo largo del tiempo

En dos secciones estratigráficas cercanas, los biohorizontes de primera aparición de cada especie y los biohorizontes de última presencia de las mismas, se pueden considerar, con toda seguridad como isócrona, y por tanto como un criterio de biocronorrelación de muy alta fiabilidad. 6.4 VALIDEZ DE LOS METODOS DE CORRELACION SEGÚN LA ESCALA

La validez o grado de fiabilidad de cada método de correlación de los anteriormente descritos es muy diversa, ya que varía según se aplique a una escala u otra según se utilice o coordinado con otros métodos. Corrales. (1977) dicen que “es muy arriesgado establecer un baremo de la validez de los distintos criterios (o métodos) de correlación, pues cada problema es un caso especial, ya que es difícil que los factores condicionantes que enmarcan cada correlación sean los mismos o que influyan del mismo modo”. 6.4.1 Correlación local

Para la elaboración de correlaciones locales entre diversas secciones estratigráficas se recurre a todos los métodos posibles, empezando por los de más fácil aplicación. El primero es el de autocorrelación (tanto en campo como en fotografía aérea y, en su caso, en perfiles sísmicos) el cual tendrá mayor utilidad a medida que las condiciones de observación sean mejores y que la deformación tectónica sea menor. Inmediatamente se aplican los métodos litológicos, tanto en niveles guía como de cambios bruscos que permiten establecer las litocorrelaciones entre los términos representados en cada sección estratigráfica. A continuación se aplican diferentes métodos que pretenden deducir cuales de las anteriores litocorrelacionales tienen valor de cronocorrelación.

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Figura 73: El sistema gráfico de representación más elemental es un corte de correlación.

6.4.2 Correlación regional

Las correlaciones estratigráficas de las regiones más amplias, pero siempre dentro de una misma cuenca sedimentaria, se realizan esencialmente a partir de criterios diferentes de las correlaciones locales. El criterio de autocorrelación, que allí tenía gran importancia, en el caso de las correlaciones regionales es nulo. Los criterios de cambios litológicos bruscos y de niveles guía pierden interés. Aun cuando se trate de establecer correlaciones en sectores dentro de una cuenca sedimentaria, es conveniente recurrir a los posibles criterios de correlación a nivel del conjunto de la cuenca, ya que serán también los que se usen en esta escala.

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Figura 74: En el gráfico de correlación se muestran las diferentes unidades litoestratigráficas, con sus potencias relativas y facies, y se señalan ocho límites que constituyen las superficies de correlación a nivel de cuenca. 6.4.3. Correlación global

Cada vez que al estudiar unos materiales de una sección estratigráfica concreta se concluye que son, por ejemplo, del Eifeliense o del Burdigaliente se está realizando una correlación global. La correlación global consiste, en comparar los rasgos de una sección estratigráfica concreta con los de una sección ideal constituida por la sucesión ordenada de todos los términos estratigráficos (esencialmente cronoestratigráficos) representados en las diferentes partes del mundo y tomados como patrón de referencia. Los criterios más utilizados para realizar esta correlación global, en materiales del Farenozoico, son los biocronoestratigráficos. Su utilización implica un excelente conocimiento de la bioestratigrafía, necesitando la participación de especialistas de los diferentes grupos de fósiles y diferentes edades. Con las precauciones anteriormente explicadas, se puede llegar a delimitar y correlacionar a nivel global intervalos estratigráficos cuya duración es del orden del millón de años, que según el tipo de fósiles podrán ser ligeramente inferiores (300-500 ka) o algo superiores (varios Ma).

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UNIDAD VII LEXICOS Y CODIGOS ESTRATIGRÁFICOS

7.1 COMISIÓN DE AMÉRICA DEL NORTE SOBRE NOMENCLATURA ESTRATIGRÁFICA (NACSN). La Comisión Americana de Nomenclatura Estratigráfica en sus inicios estaba integrada por representantes de instituciones y sociedades geológicas del Canadá, Estados Unidos de América y México. Esta Comisión en su 32a. Reunión Anual, celebrada en Washington, el 8 de noviembre de 1977, acordó avocarse a una extensa revisión del Código, que incorpore las numerosas enmiendas, adiciones y modificaciones que ha sufrido el actual Código de Nomenclatura Estratigráfica (versión publicada en 1970) y lo armonice con la Guía Estratigráfica Internacional (H. D. Hedberg, Ed„ 1975), publicación que ha tenido gran impacto en la práctica estratigráfica mundial. Esta revisión constituye una tarea muy importante y de enorme envergadura. La Comisión designó un Comité de cinco miembros, quienes trabajarían y coordinarían la labor de Sub-comités especializados en las distintas clases de unidades estratigráficas y se asesorarán por expertos en cuestiones particulares tales como unidades glaciológicas, magneto-estratigráficas, submarinas, de rocas ígneas y metamórficas, etc. Propósitos: Los objetivos de la Comisión son: 

Elaborar las declaraciones de principios estratigráficos.



Recomendar los procedimientos aplicables a la clasificación y nomenclatura de las unidades estratigráficas y afines.



Examinar los problemas en la clasificación, nomenclatura estratigráfica y las unidades.

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

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Formular las expresiones de la sentencia sobre estos asuntos.

7.2 PREÁMBULO Los códigos de la nomenclatura estratigráfica preparados por la Comisión norteamericana en nomenclatura estratigráfica en 1983, la Comisión americana en la nomenclatura estratigráfica (ACSN, 1961) y su precursor (comité sobre Nomenclatura Estratigráfica, 1933) se han utilizado extensamente como base para la terminología estratigráfica. Su formulación era una respuesta a las necesidades reconocidas durante el último siglo por encuestas y por los redactores de los diarios científicos de estándares uniformes y de procedimientos comunes en la definición y clasificación de cuerpos formales de la roca, de sus fósiles, y de las duraciones representadas por ellas. El Código de procedimientos recomendados para clasificar y nombrar unidades estratigráficas y las con ellas relacionadas de 1983, fue elaborado durante un periodo de cuatro años, por y para los estudiosos de las Ciencias de la Tierra de América del Norte, bajo el auspicio de la Comisión Norteamericana de Nomenclatura Estratigráfica. La diferencia entre el Código de 1983 (revisado en 2005) y los anteriores códigos americanos es obvia desde el mismo Contenido. Algunas categorías han desaparecido y otras son nuevas; sin embargo, este código ha evolucionado tanto de códigos anteriores, como de la Guía Estratigráfica Internacional. Algunas unidades nuevas todavía no han sido sometidas a la prueba del uso continuo de la práctica y, aunque es posible que no logren la aprobación final, se introducen en un intento de cubrir necesidades reconocidas y definidas de la profesión. Las búsquedas estratigráficas norteamericanas del código para describir las prácticas explícitas para clasificar y nombrar todas las unidades geológicas formalmente definidas. Los procedimientos y los principios estratigráficos, aunque estén convertidos inicialmente para traer orden a los estratos y los acontecimientos registrados en esto, son aplicables a todos los materiales de la tierra, no solamente a los estratos. Promueven el estudio

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sistemático y riguroso de la composición, geometría, secuencia, historia, y génesis de rocas y de materiales. 7.3 CATEGORÍA DE LAS UNIDADES ESTRATIFICADAS Las categorías de unidades estratigráficas son múltiples. Las categorías comprenden varias unidades estratigráficas. Este código suministra reglamentos y recomendaciones que se refieren

a

unidades

litoestratigráficas,

edafoestratigráficas,

bioestratigráficas

y

cronoestratigráficas. Los procesos formadores de rocas y ambientes en los que ocurren tales procesos, quedan impresos en las rocas, dándoles características distintivas. Estas características distintivas pueden ser: su tipo litológico, sus estructuras primarias, su contenido fosilífero. Todas las rocas formadas en el mismo ambiente tienen similares características, de tal forma que si los depósitos de un cierto ambiente se preservan y no se erosionan y el ambiente existe durante un cierto tiempo, se tendrá como producto geológico un cuerpo de roca tridimensional todo él con características similares tan extenso lateralmente como haya sido extenso el ambiente en el que se formó y tan extenso verticalmente como haya durado el ambiente.

7.4 NOMBRE Y UNIDADES FORMALES E INFORMALES A. Unidades formales e informales: Las unidades formalmente definidas son aquéllas que son nombradas de acuerdo con un esquema de clasificación establecido; la formalización se pone de manifiesto mediante el uso de la letra mayúscula inicial para el rango o el nombre de la unidad (por ejemplo, Formación Morrison). Las unidades informales, cuyos términos de unidad son nombres comunes, no están amparadas ni por la estabilidad que proporciona la formalización apropiada ni por los procedimientos de clasificación recomendados. Los términos informales se conciben por razones tanto económicas como científicas. La formalización resulta apropiada para aquellas unidades que requieran estabilidad de nomenclatura,

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particularmente aquéllas que parezcan extenderse más allá de la localidad en la cual fueron reconocidas por primera vez.

B. Diferencias entre unidades formales e informales: Las unidades formales son nombradas por un esquema establecido de clasificación y las unidades informales son ordinarias no son protegidas por la estabilidad que proporciona la formalización. Se idean por razones económicas y científicas.

C. Procedimiento para la definición formal de unidades: La propuesta de creación de una nueva unidad estratigráfica formal requiere explicitar el intento de introducirla y las razones para hacerlo. Una nueva unidad debe ser adecuadamente propuesta y adecuadamente descrita. Esto supone: a) Una definición, caracterización y descripción claras y completas de la unidad de manera que cualquier investigador futuro pueda identificarla. b) La propuesta del tipo, nombre y rango de la unidad. c)

La designación de un estratotipo (sección tipo) o de la localidad tipo donde la unidad ha sido establecida y que pueda ser usado como referencia por parte de los científicos interesados.

d) La publicación en un medio científico reconocido. C.1 Definición, caracterización y descripción a.

Nomenclatura: sistema de nombres propios dados a unidades estratigráficas concretas.

b. Estratotipos u otros estándares de referencia: se debe dar la localización geográfica y el contexto geológico del estratotipo con indicación de la accesibilidad, mapas y marcadores, tanto artificiales como naturales. c.

Descripción de la unidad en el estratotipo o localidad tipo.

d. Aspectos regionales. Extensión geográfica; variaciones regionales en espesor, litoestratigrafia, bioestratigrafía y otras características; naturaleza de los límites fuera Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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del tipo; criterios que deben utilizarse para identificar y extender la unidad en toda el área donde existe. e.

Edad geológica, correlación con otras unidades ,Génesis ,referencias bibliográficas. C.2 Denominación de las unidades estratigráficas

Los nombres de la mayoría de unidades estratigráficas formales son una combinación de un término geográfico apropiado y un vocablo que indica el tipo y rango de la unidad, como por ejemplo, Formación La Luna. No siguen esta norma algunos nombres establecidos en épocas iniciales de la estratigrafía. El nombre formal de una unidad bioestratigrafía está constituida por el nombre de uno o más fósiles específicos combinado con el nombre propio del tipo de unidad bioestratigrafica. Por ejemplo Zona de asociación Exus albus.

Componente geográfico de los nombres de unidades estratigráficas. i. Fuente. Los nombres geográficos deben derivar de lugares permanentes, naturales o artificiales, en o cerca del lugar donde se localiza la unidad estratigráfica. El nombre debe poderse localizar en los mapas ordinarios publicados por la administración política pertinente. En el caso de que estos nombres no existan, se debe describir el lugar del cual se ha tomado el nombre y señalar en un mapa a escala adecuada, acompañado de la descripción de la nueva unidad. Son preferibles los nombres breves y simples. El nombre de la unidad estratigráfica debe ser exactamente el mismo que el lugar o accidente geográfico que sirvió para crearlo. ii. Escritura de los nombres geográficos. El componente geográfico del nombre de una unidad estratigráfica debe describirse como se hace en el país de origen. La escritura del componente geográfico no debe cambiarse una vez ha sido establecida. Los componentes de rango o litológicos pueden modificarse cuando se traducen a otro idioma. iii. Cambios en los nombres geográficos. El cambio en el nombre de un lugar o accidente geográfico no afecta al de la unidad estratigráfica asociada, ni la desaparición del propio lugar o accidente geográfico exige un nuevo nombre. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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iv. Nombres geográficos inapropiados. Un nombre geográfico no debe inducir a confusión. Por ejemplo: no debe usarse el nombre Formación London para una unidad en Canadá, aunque exista en Canadá una localidad con ese nombre. v. Duplicación de nombres geográficos. El nombre de una nueva unidad estratigrafía debe ser único a fin de no provocar ambigüedades. El lexique Atratigraphique Internacional de la IUGS y los léxicos nacionales y regionales contiene listas de los nombres empleados anteriormente. Por otra parte, es conveniente informarse a través de los servicios geológicos y otras organizaciones internacionales para conocer otros nombres ya establecidos, pero conocer otros nombres ya establecidos, pero aun no publicados en léxicos. vi. Nombres de las subdivisiones de la unidades estratigráficas. Si una unidad se divide en dos o más unidades formales, el nombre geográfico de más unidades original no debe usarse en ninguna de las subdivisiones. 7.5 UNIDADES ESTRATIGRAFICAS DE LAS ROCAS

Es un estrato o conjunto de estratos adyacentes susceptibles de reconocerse en su conjunto como una unidad (o entidad característica) en la clasificación de la sucesión estratigráfica de la Tierra, respecto a alguno de los numerosos caracteres, propiedades o atributos que las rocas poseen. Una unidad estratigráfica es un volumen de rocas representable en un mapa geológico y diferenciado de los que les rodean por sus características o por su edad; son divisiones del conjunto de las rocas estratificadas de manera que la totalidad de unidades diferenciables, encajadas unas con otras, constituiría el volumen total de rocas estratificadas a manera de un enorme puzzle; tienen, normalmente, espesores de decenas o centenas de metros, a veces incluso el kilómetro, y extensiones de decenas o centenas de kilómetros, a veces mucho mayores. El interés del establecimiento de unidades estratigráficas consiste, de manera fundamental, en ordenar temporalmente a los materiales estratificados de una cuenca sedimentaria o del conjunto de la Tierra. En definitiva, todos los tipos de unidades Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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estratigráficas

corresponden

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a

volúmenes

de

materiales,

por

tanto,

son

tridimensionales, Las unidades estratigráficas usualmente tienen escalas decamétricas o hectométricas en la vertical, y pueden ser representadas en un mapa geológico. A. Las unidades observables: Son conjuntos de estratos que se pueden tocar, medir, muestrear y cartografiar, que se diferencian de otros por sus propiedades. A.1 La unidad litoestratigráfica: Es la unidad estratigráfica práctica por excelencia, ya que es la más fácilmente reconocible en el campo. Su reconocimiento se basa en criterios objetivos observables, como son los límites de las diferentes litofacies. Las unidades litoestratigráficas son las unidades que se representan en los mapas geológicos, aunque en ellos se indique, además, su equivalencia con las unidades cronoestratigráficas. A.2 Unidades bioestratigráficas. Se denominas así a los volúmenes de materiales estratificados diferenciados por su contenido paleontológico. Se pueden considerar unidades observables, además de estas dos, aquellas que se reconocen instru-mentalmente como: A.3 Unidades magnetoestratigráficas. Son diferenciadas a partir del paleomagnetismo; son las unidades estratigráficas delimitadas de la infrayacente y de la suprayacente por sus propiedades de magnetismo remanente. De las propiedades

medibles, en un estudio

paleomagnético de las rocas, la única que tiene interés para definir unidades estratigráficas es la polaridad. A.4 Unidades quimio-estratigráficas Que pueden diferenciarse a partir del estudio geoquímico A.5 Unidades litosísmicas:

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Son determinadas a través del estudio geofísico del subsuelo, en especial a partir de la sísmica de reflexión. Se diferencias sectores con la misma facies sísmica, estas unidades litosísmicas simplemente son la expresión de unidades litoestratigráficas en los perfiles sísmicos. B. Las unidades no observables Son las establecidas convencionalmente, a partir de trabajos de especialistas diversos y que responden a interpretaciones de los datos observados. B.1 Unidades cronoestratigráficas: Son las unidades no observables más características que corresponden a conjuntos de estratos diferenciados en función del tiempo. Se denomina "unidad cronoestratigráfica" a cada uno de los volúmenes de materiales estratificados diferenciados por su edad. Las unidades cronoestratigráficas están delimitadas por cronohorizontes u horizontes cronoestratigráficos, que son superficies estratigráficas de carácter isócrono, que constituyen la base de la correlación estratigráfica. B.2 Unidades aloestratigráficas: Un tipo relativa-mente simple de unidad no observable es el de las unidades estratigráficas separadas por discontinuidades, que son las que constituyen la base de la denominada estratigrafía secuencial y que genéricamente se denominan En la Guía estratigráfica (GEI, 1980) ya se citaba el término de sintema para aludir a las unidades estratigráficas limitadas por discontinuidades. En el código americano (NASC, 1983) se introduce el término unidad aloestratigráfica para denominar a los cuerpos estratiformes cartografiables compuestos por rocas estratificadas que se definen e identifican por las discontinuidades que lo delimitan a techo y muro. B.3 Unidades geocronoiógicas y geocronométricas Con el nombre de unidad geocronológica se denomina a cada una de las unidades de tiempo geológico correspondiente a las unidades cronoestratigráficas, mientras que con Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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el nombre de unidad geocronométrica (o simplemente cronométrica) se designa a cada unidad estratigráfica establecida por divisiones de tiempo y expresada en años (o sus múltiplos). La ordenación temporal de todas las unidades geocronoiógicas, desde la más antigua a la más moderna, constituye la escala geocronológica universal de referencia. La expresión numérica de la duración de cada una de estas unidades, expresada en años o sus múltiplos (normalmente millones de años) constituyen las unidades geocronométricas. 7.6 RANGO DE LAS UNIDADES ESTRATIFICADAS

Cada unidad cronoestratigráfica tiene su unidad geocronológica equivalente, de acuerdo con el cuadro siguiente en la cual se presenta las categorías del material basado en el contenido o límites Físicos, para definir categorías de materiales usadas para definir lapsos en de tiempo y categorías de no materiales relacionadas a la edad geológica, definiendo así unidades estratigráficas, cronoestratigráficas y geocronológicas:

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Figura 75: Categorías y Rangos de las unidades

7.7 NOMENCLATURA DE LAS UNIDADES ESTRATIGRÁFICAS DE LAS ROCAS

A.NOMENCLATURA

La “Formación” ó con el nombre del tipo de la roca dominante (ej. caliza, riolita, ignimbrita, andesita, conglomerado, etc.). Estos nombres son propuestos en trabajos publicados en revistas reconocidas por la comunidad geológica del país o región, siguiendo las recomendaciones de los códigos estratigráficos vigentes. Además uno de los primeros objetivos de la Geología era la clasificación y ordenación de los materiales según sus características. Steno (1669) publicó la primera sucesión de las materiales, basadas en la litología. Luego en la segunda mitad del siglo XVIII, Arduino y Werner clasificaron las rocas en función de la edad y la litología. Ya en 1881, en el Congreso Internacional de Bolonia, se propuso un esquema de jerarquización estratigráfica en unidades temporales, basadas en el contenido faunístico. Este esquema fue revisado en congresos sucesivos.

B. NOMENCLATURA DE LAS UNIDADES LITOESTRATIGRÁFICAS. B.1 Generalidades. El nombre de una unidad litoestratigráfica sigue las reglas generales de la nomenclatura de las unidades estratigráficas. En el caso de las unidades litoestratigráficas, puede emplearse un único nombre litológico que indique el tipo de roca dominante en lugar de la denominación de unidad indicadora de su rango (grupo, formación, miembro, capa) siendo considerada la de mayor jerarquía el supergrupo.

No obstante, es preferible usar la denominación de unidad y se les aconseja usar a la vez los dos: el término litológico y el término de unidad.Los términos "inferior", "medio" y Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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"superior" no se deben emplear para las subdivisiones formales de unidades litoestratigráficas.

B.3 Componente geográfico del nombre. En el caso de cambios laterales importantes en la composición litológica de escala regional, es deseable cambiar el nombre geográfico. No es conveniente proponer, de una manera indiscriminada, nuevos nombres para variaciones litológicas menores. B.4 Componente litológico del nombre. Si se usa un término litológico en la denominación de una unidad litoestratigráfica este término debe ser sencillo, aceptado generalmente y que indique la litología predominante de la unidad. No deben utilizarse términos compuestos, combinados o litogenéticos. B.5 Carácter Compuesto. El nombre formal de una unidad litoestratigráfica es compuesto. Consiste en un nombre geográfico combinado con un término lítico descriptivo o con el término correspondiente al rango, o ambos. Las letras iniciales de todas las palabras que constituyen los nombres de las unidades litoestratigráficas formales se escriben con mayúscula. B.6 Observaciones. a. Omisión de una parte del nombre.- Si la repetición frecuente se torna incómoda, puede usarse sólo el nombre geográfico, el término lítico o el rango, una vez que se haya empleado el nombre completo; tal es el caso de la Caliza Burlington, que puede, por ejemplo, nombrarse como “la Burlington”, “la caliza” o “la formación”.

b. Uso de términos líticos sencillos.- La parte lítica del nombre debe indicar la litología predominante o diagnóstica, aun si se incluyen litologías subordinadas. Cuando se use un término lítico en el nombre de una unidad litoestratigráfica, se recomienda utilizar el término aceptable más sencillo (por ejemplo, caliza, arenisca, lutita, toba, cuarcita). Hay que evitar el uso de términos compuestos (por ejemplo, lutita arcillosa), así como Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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términos poco comunes (calcirudita, ortocuarcita). No se deben usar términos combinados como “arenisca y arcilla” para la parte lítica de los nombres de las unidades litoestratigráficas, ni tampoco un adjetivo entre el término geográfico y el lítico como en “Lutita Negra Chattanooga” y “Formación Ferrífera Biwabik”. c. Nombre de los grupos.- El nombre de un grupo combina el nombre geográfico con el término “grupo” y no incluye término lítico alguno; por ejemplo, Grupo San Rafael.

d. Nombre de las formaciones.- El nombre de una formación se constituye mediante el nombre geográfico seguido por la designación lítica o por la palabra “formación”. Ejemplos: Arenisca Dakota, Riolita Mesa Mitchell, Formación Monmouth, Till Halton.

e. Nombre de los miembros.- Todos los nombres de miembros incluyen un término geográfico y la palabra “miembro”; si resulta útil, algunos llevan una designación lítica, por ejemplo, Miembro Arenisca Wedington de la Lutita Fayetteville. Son informales los miembros que se designan exclusivamente por su carácter lítico (por ejemplo, miembro lutítico silíceo), por su posición (superior, inferior), o por una letra o número.

f. Nombre de los arrecifes.- Los arrecifes orgánicos identificados como formaciones o miembros son unidades formales sólo cuando su nombre combina un nombre geográfico con el término de rango apropiado; por ejemplo, Formación Leduc (que se aplica a los diversos arrecifes incluidos en la Formación Ireton), Miembro Arrecifal Rainbow.

g. Nombre de los estratos y derrames.- Los nombres de los estratos y derrames combinan un término geográfico, un término lítico y el término “estrato” o “derrame”; por ejemplo: Estratos de Tobas Knee Hills, Estratos de Bentonita Ardmore y Derrames Variolíticos Negus.

h.

Unidades informales.- Cuando se aplican nombres geográficos a las unidades

informales, como arenas petrolíferas, capas de carbón, zonas mineralizadas y miembros

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informales (ver Artículos 22g y 26a), el término de la unidad no debe escribirse con mayúscula.Un nombre no es necesariamente formal porque comience con mayúscula, ni tampoco la falta de mayúsculas en un nombre lo convierte en informal. Los nombres geográficos deben combinarse con los términos “formación” o “grupo” sólo en la nomenclatura formal.

i. Uso informal de nombres geográficos idénticos.- El uso de nombres geográficos idénticos para diversas unidades menores en una secuencia vertical, se considera como nomenclatura informal (carbón inferior Mount Savage, arcilla refractaria Mount Savage, carbón superior Mount Savage, carbón delgado Mount Savage y arenisca Mount Savage). También se considera informal la aplicación de nombres geográficos idénticos a las diversas unidades litológicas que constituyen un ciclotema.

j. Roca metamórfica.- La roca metamórfica que se reconoce como una secuencia estratificada normal, por lo general rocas metavolcánicas o metasedimentarias, ambas de bajo grado, debe asignarse a grupos, formaciones o miembros nombrados como en el caso de la Riolita Deception, que es una formación del Grupo Ash Creek, o la Cuarcita Bonner, que es una formación del Grupo Missoula.

k. Uso incorrecto de un nombre bien conocido.- Un nombre que proviene de alguna localidad, región o división política bien conocida, no debe aplicarse a una unidad que se desarrolle típicamente en otra localidad menos conocida con el mismo nombre. Por ejemplo, no se recomienda el nombre de “Formación Chicago” para una unidad de California.

C. NOMENCLATURA DE LAS UNIDADES BIOESTRATIGRÁFICAS La denominación formal de una unidad bioestratigráfica debe estar formada por los nombres de uno o dos fósiles escogidos, combinados con el término propio del tipo de la unidad en cuestión. La función de la denominación es proporcionar un nombre único a Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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cada biozona. Así, cualquier taxón en la asociación característica de una biozona puede servir para dar nombre a la biozona, excepto en el caso que haya sido utilizado anteriormente. La manera de escribir los nombres de los fósiles para las unidades estratigráficas debe seguir las normas indicadas por el Código Internacional de Nomenclatura Zoológica o el Código Internacional de nomenclatura Botánica. La letra inicial del término de unidad (Biozona, Zona, Zona de Asociación) se ha de escribir en mayúscula como los nombres de los géneros; la letra inicial de los adjetivos de especie se escribe en minúscula; para los nombres taxonómicos de géneros y especies se utiliza la cursiva. Por ejemplo: Zona de extensión Exus albeus. El nombre de un taxón escogido para designar una biozona debe escribirse entero. Así, Exus albeus correcto. Después de una primera mención el nombre puede abreviarse de cualquier forma, pero sin perder clasidad. La codificación de zonas bioestratigráficas por letras o números o una combinación de ambas cosas es, cada vez más, una práctica común. Utilizados de un modo constante y serio, estos nombres codificados pueden ser muy útiles.

D. NOMENCLATURA DE LAS UNIDADES CRONOESTRATIGRÁFICAS Una unidad cronoestratigráfica formal recibe una designación binomial - un nombre propio y un término de unidad - y las letras de ambos nombres deben escribirse en mayúscula. Los equivalentes geocronológicos usan el mismo nombre propio combinado con el término geocronológico equivalente. Por ejemplo: Sistema Cretácico - Período Cretácico. El nombre propio de una unidad cronoestratigráfica o geocronológicas puede emplearse sólo cuando no hay peligro de confusión. Por ejemplo: «el Aquitaniense» en vez de «el Piso Aquitaniense». E. NOMENCLATURA DE LAS UNIDADES GEOCRONOLÓGICAS Los nombres para periodos y unidades de rango inferior son los mismos de las unidades cronoestratigráficas correspondientes; los nombres de algunas eras y eones se formaron independientemente. Las reglas para usar mayúsculas en las unidades cronoestratigráficas

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(Artículo 77) se aplican a las unidades geocronológicas. Los adjetivos Temprano Medio y Tardío se usan para las épocas geocronológicas equivalentes a las series correspondientes Inferior, Medio y Superior, cuando éstas están formalmente establecidas. 7.8 REVISIÓN DE LA CLASIFICACIÓN Y NOMENCLATURA ESTRATIGRÁFICA DE LAS ROCAS

A. La revisión y el abandono de unidades formales

Las unidades formalmente definidas y nombradas y geológicas pueden ser redefinidas, revisadas, o puedo abandonar, pero la revisión y el abandono requieren como mucha justificación como establecimiento de una unidad nueva. B. Distinción entre la redefinición y la revisión. Redefinición de una unidad involucra a cambiar la vista o énfasis en el contenido de la unidad sin cambiar los confines o el rango, y difiere sólo ligeramente de redescripción. Ni la redefinición ni la redescripción es considerada revisión. Una redescripción corrige una descripción inadecuada o inexacta, mientras que una redefinición puede cambiar una designación descriptiva (por ejemplo, litológica).

La revisión involucra cualesquier vueltos menores en la definición de uno o ambos confines o en el rango de una unidad (normalmente, la elevación para un rango superior). La corrección de una mala identificación de una unidad fuera de su área de tipo no es ni redefinición ni la revisión.  Redefinición. Una corrección o un cambio en el término descriptivo aplicado para una unidad estratigráfica o litodémica es una redefinición que no requiere un término geográfico nuevo.  Revisión. La revisión involucra cualesquier vueltos menores en la definición de uno o ambos confines de una unidad, o en el rango de la unidad.  El abandono. Una unidad estratigráfica definida u obsoleta unidad temporal puede estar formalmente abandonada, con tal que: C. Revisión o redefinición de unidades establecidas previamente

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La revisión o redefinición de una unidad adecuadamente establecida sin cambiar su nombre, exige explicitar el intento de revisarla, las razones por las que Se hace, y la justificación y documentación para proponer una unidad nueva. El cambio de rango de una unidad estratigráfica no requiere una redefinición de la unidad o de sus límites, ni la alteración del componente geográfico del nombre. Una unidad estratigráfica puede ser ascendida o rebajada en rango sin cambiar la parte geográfica de su denominación. La revisión. La revisión involucra cualesquier cambios menores en la definición de uno o ambos confines de una unidad, o en el rango de la unidad.

7.9 NATURALEZA DE LAS UNIDADES BIOESTRATIGRAFICAS Las unidades bioestratigrafías (biozonas) son conjuntos de estratos que se definen y caracterizan por su contenido fósil. Las unidades bioestratigrafías existen sólo donde se ha identificado el rasgo o atributo en que se basan. Por consiguiente, las unidades bioestratigrafías son unidades objetivas basadas en la identificación de taxones fósiles. Una unidad bioestratigráfica puede basarse en un solo taxón, o en una combinación de taxones, o en las abundancias relativas, o en rasgos morfológicos concretos, o en las variaciones de cualquiera de las muchas características relativas al contenido y distribución de los fósiles en los estratos. A. Los fósiles Valor de los fósiles. Los fósiles fueron en su día organismos vivos y como tales, son indicadores sensibles de los ambientes antiguos, de las pautas de sedimentación y de sus distribuciones. Asociaciones fósiles. Se encuentran tipos de intervalos en las rocas sedimentarias: estratos sin fósiles; estratos que contienen organismos que vivieron y fueron enterrados en el área (biocenosis); estratos que contienen organismos que vivieron en otras partes y que fueron trasladados al área después de muertos (tanatocenosis); y estratos que contienen organismos transportados vivos fuera de su ambiente normal. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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Fósiles retrabajados. Fósiles de rocas de una determinada edad que han sido erosionados, transportados y redepositados en sedimentos más recientes fósiles introducidos o infiltrados.

B. NOMENCLATURA DE LAS UNIDADES BIOESTRATIGRAFICAS La denominación formal de una unidad bioestratigrafica debe estar formada por los nombres de uno o dos fósiles escogidos, combinados con el término propio del tipo de la unidad en cuestión. La función de la denominación es proporcionar un nombre único a cada biozona. La manera de escribir los nombres de los fósiles para las unidades estratigráficas debe seguir las normas indicadas por el Código Internacional de Nomenclatura Zoológica o el Código Internacional de Nomenclatura botánica. 7.10 UNIDADES TIEMPO ESTRATIGRÁFICAS RANGO DE LAS UNIDADES. A. UNIDADES CRONOESTRATIGRÁFICAS A.1 Naturaleza y Límites a. Definición. Una unidad cronoestratigráfica es un cuerpo de roca establecido para servir como referente material para todas las rocas formadas durante el mismo lapso de tiempo. b. Observaciones. 

Propósitos.- La clasificación cronoestratigráfica proporciona los medios para establecer el orden temporal secuencial de los cuerpos de roca. Los objetivos principales son: proporcionar un marco para (1) la correlación temporal de las rocas de un área con las de otra, (2) ubicar las rocas de la corteza terrestre en una secuencia sistemática e indicar su posición relativa y edad con respecto a la historia de la tierra como un todo, y (3) construir una Escala Cronoestratigráfica Global Estándar reconocida internacionalmente.

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

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Naturaleza.- Una unidad cronoestratigráfica es una unidad material, y consiste de un cuerpo de roca formado durante un lapso temporal específico. Tal unidad representa sólo a aquellas rocas que se formaron durante ese intervalo.



Límites. Los límites de las unidades

cronoestratigráficas se definen en un

estratotipo designado con base en rasgos paleontológicos o físicos observables en las rocas.

B. UNIDADES GEOCRONOLOGICAS B.1 Definición Las unidades

geocronológicas son

divisiones

de

tiempo

utilizadas

en geología

histórica para formar la escala temporal geológica. La unidad básica es la edad, y se agrupan, en orden creciente de duración, en épocas, periodos, eras y eones. Estas unidades se corresponden una a una con las unidades cronoestratigráficas globales (pisos, series, sistemas, eratemas y eonotemas, respectivamente), que son la justificación material (el registro geológico) de los eventos paleobiológicos y geológicos de la historia de la Tierra, pretenden dividir el total de los cuerpos de roca de la Tierra ordenados según su tiempo de formación, sin solapamientos ni lagunas. B.2 Propósitos: Pretenden dividir el total de los cuerpos de roca de la Tierra ordenados según su tiempo de

formación,

sin

solapamientos

ni

lagunas.

Los

límites

de

las

unidades

cronoestratigráficas (en los que se basan por convenio los de las geocronológicas) se establecen según características y eventos paleobiologicos y geológicos.

Unidad Cronoestratigráfica

Unidad Geocronológica

Eonotema ............................................. Eón Eratema................................................ Era Sistema ................................................ Período

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Serie...................................................... Época Piso ...................................................... Edad Biocronozona ....................................... Biocron

UNIDAD VIII MAGNETOESTRATIGRAFIA 8.1 CAMPO MAGNÉTICO TERRESTRE El campo magnético terrestre presente en la Tierra no es equivalente a un dipolo magnético con el polo Sur magnético próximo al Polo Norte geográfico, y, con el polo Norte de campo magnético cerca del Polo Sur geográfico, sino más bien presenta otro tipo especial de magnetismo. Es un fenómeno natural originado por los movimientos de metales líquidos en el núcleo del planeta y está presente en la Tierra y en otros cuerpos celestes como el Sol.

Figura 76: Campo Magnético de la tierra

Una brújula apunta en la dirección Sur-Norte por tratarse de una aguja imantada inmersa en el campo magnético terrestre: desde este punto de vista, la Tierra se comporta como un imán gigantesco y tiene polos magnéticos, los cuales, en la actualidad, no coinciden con los polos geográficos.

8.1.1 Parámetros del campo magnético terrestre Visto desde cada lugar terrestre hay una diferencia de algunos grados desde la dirección de la brújula hasta el Norte geográfico, Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

diferencia llamada declinación Sedimentología y Estratigrafía

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magnética. La declinación magnética cambia lentamente con el tiempo, indicando movilidad de los polos magnéticos terrestres. Más aún, la polaridad de la Tierra, en escalas geológicas de tiempo, cambia en periodos irregulares.

Figura 77: El Campo magnético Terrestre

8.1.2 Variaciones menores del campo magnético terrestre El campo magnético de la Tierra varía en el curso de las eras geológicas, es lo que se denomina variación secular. Según se ha comprobado por análisis de los estratos al considerar que los átomos de hierro contenidos tienden a alinearse con el campo magnético terrestre. La dirección del campo magnético queda registrada en la orientación de los dominios magnéticos de las rocas y el ligero magnetismo resultante se puede medir. Midiendo el magnetismo de rocas situadas en estratos formados en períodos geológicos distintos se elaboraron mapas del campo magnético terrestre en diversas eras.    

Variaciones Seculares Campo magnético Interno: Campo magnético Externo: Variación Diurna:

 La Declinación Magnética  Inclinación Magnética  Las tormentas magnéticas:

8.1.3 Origen del campo magnético terrestre. El campo magnético terrestre tiene dos componentes: interna y externa. La componente interna es la mayoritaria, mientras que la externa es minoritaria. El origen interno del campo magnético se recoge en la teoría generalmente aceptada de la “dinamo autoinducida”, esta teoría postula que el campo magnético terrestre Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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estaría ligado a un sistema de corrientes eléctricas en las partes más internas del globo, provocadas por movimientos y fluíos dentro del núcleo o en el límite del núcleo con el manto inferior. 8.2 EL MAGNETISMO EN LAS ROCAS El magnetismo de rocas es el estudio del comportamiento y propiedades magnéticas de los distintos tipos de rocas y de los minerales que las constituyen, tal y como se encuentran en la naturaleza.. A. Propiedades magnéticas de las rocas: Ante un campo magnético, las sustancias pueden presentar los siguientes comportamientos: A.1. Sustancias magnéticas.- Son atraídas o repelidas  FERROMAGNÉTICAS y PARAMAGNÉTICAS: Son atraídas.  DIAMAGNÉTICAS: Son repelidas. A.2. Sustancias no magnéticas: no son influidas

Figura 78: Magnetismo en algunos minerales

8.2.1 Minerales magnéticos de las rocas Los diferentes minerales magnéticos pueden encontrarse en las rocas con una orientación definida. Ing. Quispe Mamani, Crispín Zenón

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Los minerales magnéticos en las rocas ígneas son fundamentalmente óxidos de hierro y titanio que pueden alcanzar hasta 5% en algunas rocas volcánicas, mientras que en rocas sedimentarias tienen una concentración muy baja (0.01– 0.05%) y son de tamaño muy pequeño (inferior en 10 micras).

Figura 79: diagrama triangular en el que se muestra la distribución de los principales minerales magnéticos en un sistema ternario FeO (no responde a una forma mineral), TiO2 (rutilo) y Fe2O3 (hematites).

A. Los minerales magnéticos en las rocas ígneas En las rocas volcánicas los minerales magnéticos más abundante son: magnetita y los titanomagnéticos, mientras que en las rocas sedimentarias son minerales cercanos a la hematita (los componentes de la serie ilmenita hematites próximos al vértice de la hematites). Existen otros minerales no pertenecientes al grupo de los óxidos de hierro y titanio, que presentan propiedades magnéticas a temperatura ambiente como: pirrotina y greigita que aparecen en rocas ígneas básicas masivas. B. Minerales magnéticos en rocas sedimentarias En las rocas sedimentarias se puede encontrar varios tipos de minerales magnéticos, el máximo presenta las rocas detríticas rojas (areniscas y limos) y el mínimo en las rocas de

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precipitación química. En las rocas sedimentarias detríticas especialmente las areniscas que corresponden a minerales detríticas (magnétitas y titonomagnetitas) que son arrastrados como partículas sólidos desde rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias anteriores que se meteorizan. En las rocas sedimentarias de precipitación química los minerales magnéticos presentes accesorios hematites y goethita cuyo tamaño de partículas es de pocas micras que proceden de la oxidación de la magnetita y de otros óxidos de hierro y adquieren el magnetismo permanente durante la precipitación quedando orientados desde el momento de su depositación. A esta orientación se llama “magnetización remanente química”. C. Minerales magnéticos en rocas metamórficas En las rocas metamórficas los estudios de paleomagnetismo se limitan al conocimiento de la edad del metamorfismo, ya que la orientación de los materiales magnéticos será la del campo magnético del tiempo en el que sufrieron el metamorfismo y no la del momento de su formación originaria, sedimentación en el caso de rocas sedimentarias y solidificación en el de las rocas ígneas. 8.2.2 Medida del paleomagnetismo A. Paleomagnetismo: Se ocupa del magnetismo terrestre en tiempos geológicos, que queda reflejado en las rocas por la orientación de ciertos minerales. El estudio se basa en el análisis detallado de la orientación selectiva que puedan presentar los minerales magnéticos en el seno de las rocas antiguas y en la medida de paleointensidad de campo geomagnético. Los minerales magnéticos son fundamentalmente óxidos de Fe y Ti, que pueden alcanzar el 5% en algunas rocas volcánicas y