Resumen Estratos 1

ESTRATIGRAFIA

1. CONCEPTOS BASICOS, HISTORIA

INTRODUCCION:

La sedimentologia es el estudio de los procesos de formacion, transporte y depositos de

materiales acumulados como sedimentos en ambiente continental y marino

La estratigrafa es el estudio de rocas sedimentarias para determinar el orden y tiempos

de eventos en la historia de la Tierra.

HISTORIA

La estratigrafa, empieza a publicarse desde 1913, pero sus verdaderos fundadores datan desde

1638-1686 y 1797-1875.

En el resto del siglo novecientos la estratigrafa ha tenido un desarrollo vertiginoso, pasando por

las cuencas sedimentarias de origen geosinclinales a cuencas originadas por la tectnica global de

las placas, culminando con la estratigrafia sismica y estratigrafia secuencial.

El estudio de la estratigrafia se intensifico en el siglo 17, en la actualidad han evolucionado los

conocimientos estratigrafico a medida que avanzan otras ciencias.

Steno (XVII) Lyell (1797-1875) Grabau (1913)

Prospeccion petrolera (1920-1940)

Escuela francesa (hostorica) Gignoux (1960)

Escuela norteamericana (dinamica) Shorck (1948) Dunbar y Rodgers (1957) Weller (1960)

Krumbein y Sloss (1955) Donovan (1966).

La tectonica de placas o Tectonica global (1965-75) revoluciono la estratigrafia y ciencias

afines.

DEFINICION

Es una ciencia geologica que estudia a las rocas estratificadas en cuanto a su litologia, propiedades

geoquimicas, geofisicas, geometria, disposicion tridimensional, contenido fosilifero, para deducir

su genesis y correlacionarlos, pasando por su ordenamiento e interpretacion genetica.

Los objetivos de la estratigrafia, es la identificacion de los materiales, delimitacion estratigrafica,

ordenamiento de las unidades, interpretacion, secciones estratigraficas, analisis de cuencas

correlacion e interpretacion de la informacion.

La estratigrafia aplica varios principios para su reconstruccion: la horizontalidad, la superposicion,

el uniformismo, la sucesion faunistica y simultaneidad de eventos.

ESTRATIGRAFIA Y CIENCIAS AFINES

Litoestratigrafia

Bioestratigrafia

Cronoestratigrafia y Geocronologia

Magnetoestratigrafia

Quimioestratigrafia

Estratigrafia Secuencial

Analisis de cuencas

OTRAS CIENCIAS: Sedimentologia, Geologia historica (paleogeografia, climatologia).

ORIGEN Y TRANSPORTE DE MATERIALES SEDIMENTARIOS

El origen de las rocas sedimentarias implican la meteorizacion de roca antigua para generar los

materiales de las rocas sedimentarias, la erosion, el transporte con los componentes solubles

hacia las cuencas, de ambientes continentales (terrigenos) o marinos, durante el entierro la

alteracion diagenetica, y en ultima instancia se genera la roca sedimentaria litificada.

El transporte de detritos siliciclasticos hacia las cuencas puede incluir una variedad de procesos.

Asi el transporte en masa como los slumps, debris flow (huaycos), y mud flows (Flujos de lodo) son

importantes agentes en la etapa inicial desde los lugares de intemperismo hasta el fondo de los

valles.

Los procesos de flujos de fluidos, incluyen las aguas en movimiento, hielo glaciar y nieve, mueven

a los sedimentos desde los fondos de los valles hasta las cuencas.

Los materiales depositados en las margenes continentales son rearrastrados a largas distancias de

los oceanos.

METEORIZACION Y SUELOS

Puede ser fisica o quimica; subaerea o sumarina

1.1 INTRODUCCION

La meteorizacion involucra procesos fisicos y biologicos, a pesar de que los procesos quimicos son

mas importantes.

Estos productos son la fuente de materiales de los suelos y de las rocas sedimentarias, por tanto la

meteorizacion constituye el primer paso en la cadena de procesos que producen.

Las rocas sedimentarias de menor importancia, son los procesos de meteorizacion submarina,

donde a lo largo de las dorsales oceanicas la interaccion del agua caliente de la corteza filtra

importantes cantidades de componentes quimicos hacia las rocas volcanicas y sedimentos en el

fondo del oceano de baja temperatura.

1.2 PROCESOS DE METEORIZACION SUBAEREA

Meteorizacion Fisica

Puede ser por hielo, insolacion, humedad, tension, exfoliacion, sequedad.

La meteorizacion fisica (mecanica) es el proceso por el cual las rocas se rompen en fragmentos

mas pequeos a travez de una variedad de causas, pero sin cambio significativos en la

composicion quimica o mineralogica. Salvo en climas extremadamente frios o muy secos, la

meteorizacion fisica y quimica actuan juntas y es dificil separar estos efectos.

Meteorizacion por Hielo-Deshielo (Escarcha)

La ruptura de los tejidos de las rocas se producen debido a tensiones generadas por el

congelamiento y descongelamiento del agua en las fracturas de las rocas es un importante

proceso de meteorizacion fisica en climas donde las temperaturas se repiten, los cambios a corto

plazo de la congelacion.

El agua aumenta su volumen en un 9% en el hielo, creando una presion suficiente en las fracturas.

La meteorizacion hielo-deshielo comunmente produce grandes bloques angulares de roca, pero

tambien puede causar la desintegracion granular de las rocas de grano grueso como los granitos.

FOTO 1

Meteorizacion por insolacion

La expansion de las superficies de roca calentada por el sol (insolacion), seguido por la contraccion

como la temperatura puede debilitar los vinculos a lo largo de las fronteras de grano y causar

descamacion posterior fuera de fragmentos de roca o de arrancar de los granos minerales.

Meteorizacion por cristalizacion de sales

La altas temperaturas en ambientes deserticos tambien tienden a promover la erosion causada

por la cristalizacion de sales en los espacios de poros y fracturas (Sperling y Cooke, 1980; Watson

1992; Bland y Rolls, 1998). La evaporacion del agua se concentra sales disueltas en soluciones

salinas que tienen acceso a las fracturas de roca y los poros.

El crecimiento de cristales de sal genera presiones genera presiones internas (presion de

cristalizacion) que puede obligar a la separacion de las grietas o la disgregacion granular de rocas

debilmente cementadas.

Humedecimiento y secado El humedecimiento y secado de las rocas suave o poco cementadas como las pizarras causan una rapida descomposicion de las rocas, y la mayor desintegracion puede ocurrir durante el ciclo de secado la tension (contraccion) tiende a la separacion.

Por otra parte, la absorcion de agua durante las fases de humectacion crea "hinchazon" por las presiones que empujan a las grietas de separacion Meteorizacion por tension-expansion Una unidad de roca enterrada a altas presiones, experimenta rebotes hacia arriba por erosion de las rocas suprayacentes, la expansion crea tensiones de traccion causando fracturas de desarrollo que se orienta casi paralelas a la superficie del suelo Otros procesos fisicos Otros factores que pueden contribuir a la intemperie, en determinadas condiciones mecanicas incluyen el aumento de volumen causada por la absorcion de agua (hidratacion) por minerales de arcilla u otros minerales. La meteorizacion esferoidal es menor de unos macizos rocosos cubicos cortados por la interseccion de las articulaciones causando capas o "skins" para descascarar y producir nucleos esferoidales. FOTO 2 Meteorizacion quimica Puede ser oxidacion, hidratacion, hidrolisis, carbonatacion La meteorizacion quimica implica cambios que pueden alterar tanto la quimica y la composicion mineralogica de las rocas. Los minerales en las rocas son atacados por el agua y los gases atmosfericos (oxigeno, dioxido de carbono produciendo un residuo suelto de granos resistentes y los minerales secundarios. Los productos de la meteorizacion subaerea Pueden ser: granito, riolita, gneis, esquisto, biotita, hornblenda, piroxeno, plagioclasa. La meteorizacion subaerea genera tres tipos de productos de meteorizacion que son importantes para la formacion de rocas sedimentarias (1), los residuos de roca fuente que consiste de minerales resistentes a productos quimicos y fragmentos de roca procedentes sobre todo de rocas siliceas como el granito, riolita, gneis y esquistos, (2) los minerales secundarios formados in situ por recombinacion quimica y la cristalizacion, en gran medida como resultado de la hidrlisis y oxidacion, (3) componentes solubles liberados de roca madre, principalmente de la hidrlisis y la solucion. PROCESOS DE METEORIZACION SUBMARINA Y SUS PRODUCTOS La alteracion de las rocas oceanicas se produce tanto en las bajas temperaturas (menos de 20C) y en temperaturas mas altas que van a 350 C. La alteracion de baja temperatura se lleva a cabo cuando el agua de mar se filtra a traves de las fracturas en la parte superior de la corteza oceanica,

extendiendose a profundidades de 2-5 km. El olivino y vidrio intersticial en los basaltos se sustituyen por los minerales de arcilla esmectita, y a la formacion de minerales de zeolita y clorita. En los sitios de muchas fuentes termales oceanicas, los investigadores han encontrado respiraderos espectaculares compuestos de sulfuro, sulfatos y depositos de oxido de hasta 10 m. mas de la altura que las emanaciones de descarga de las soluciones de agua caliente. FOTO 3 Estos respiraderos o chimeneas son llamados fumadores negro si, los granos finos son de color oscuro o fumadores blancos si son de ese color.

1.3 SUELOS Tenemos suelos por meteorizacion subaerea, depende de la litologia, clima, precipitaciones, temperatura, pendiente, etc. Los materiales que forman las rocas sedimentarias siliciclasticas son los granos derivados de la tierra como resultado de la erosion (o volcanismo explosivo en algunos casos), y tambien forman sedimentos los llamados productos quimicos que se precipitaron al mar y lagos. Procesos de formacion del suelo Los procesos de meteorizacion subaerea generan un manto de suelo por encima de la roca. Las caracteristicas y espesor del manto de este suelo son una funcion de la litologia, del lecho rocoso, el clima (precipitacion, temperatura), y la pendiente de la superficie de la roca Bioturbacion del Suelo Suelo interrumpido por animales (e.g., hormigas, termitas) y plantas. Paleosuelos Para su reconocimiento buscamos raices, ramas, biotubacion (partes bajas). No se ven paleosuelos en las partes altas. Los suelos antiguos son llamados paleosuelos, a veces se denomina suelos fosiles, estan enterrados en los horizontes del pasado geologico. La mayoria de los horizontes del suelo que se desarrollo en el pasado fueron destruidos por la erosion. Sin embargo, algunos suelos formados, en las zonas bajas, escaparon a la erosion y forman parte del registro estratigrafico. Los depositos glaciales o fluviales son los mas comunes. Retallack (1988, 1997) sugiere tres tipos principales de caracteristicas diagnosticas.

a. Las raices y ramas son los vestigios mas importantes de la vida conservada en paleosuelos.

b. La parte superior del horizonte superior de un paleosuelo es bruscamente truncada por una erosion, pero los horizontes del suelo suelen mostrar cambios gradacionales en textura, color o contenido de minerales.

c. Las diferencias en el tamao de grano, el color, la reaccion con acido debil clorhidrico para detectar la presencia de carbonatos.

d. Bioturbacion (interrupcion) por las plantas y los animales, mojado, secado y otros procesos.

Uno de los tipos caracteristicos de la estructura del suelo es una red de planos irregulares llamadas cutanes, rodeade de los agregados mas estable de material de suelo llamado peds. Esta estructura le da un aspecto aspero al suelo. Peds ocurre en una variedad de tamaos y formas. Su reconocimiento en el campo depende del reconocimiento de la cutanes que los unia, lo que comunmente forman peliculas de arcilla alrededor del Ped. FOTO 4 Depositacion Puede ser en masas, en slumps, debris flow (huaycos), mud flow (lodo). Puede ser en menor capacidad, siliciclasticos, subaereos, dunas glaciares nieves, subacuaticos, fluvial, lacustre, mareico.

2. ESTRATO ESTRATIFICACION PRINCIPIOS

Horizontalidad y continuacion lateral

Superposicion

Uniformismo o actualismo

Sucesion faunistica o de correlacion

Simultaneidad de eventos EL ESTRATO Es la unidad de la estratigrafia, considerando como un nivel de sedimento de litologia homogenea o gradacional, que se deposito durante un intervalo de tiempo definido, en condiciones fisicas constantes, tiene limites verticales y horizontales, textura, estructura y formas. ESTRATIFICACION El conjunto de estratos define la estratificacion, asi como el conjunto de laminas dentro de un estrato define una laminacion. LAMINACION

Son ocurrencias litologicas menores contenidas dentro de un estrato de litologia casi uniforme, dispuestas horizontal y oblicuamente. FOTO 5 Otto (1938) considera el grosor de las capas como unidades de sedimentacion constantes, sin embargo no siempre es posible identificar las unidades individuales de sedimentacion. Muchas capas definidas por los criterios que figuran pueden contener en verdad varias unidades de sedimentacion. Las capas mas gruesas de 1 cm se definen como estratos (McKee y Weir 1953); capas menos de 1 cm de espesor se llaman laminas. Los terminos utilizados para describir el grosor de las capas y las laminas se muestran en la figura siguiente. FOTO 6 Las capas son tabulares o lenticulares depende de la roca sedimentaria como su litologia, textura, o la unidad estructural que los distingue claramente de los estratos superior e inferior, estas superficies son conocidas como los planos de delimitacion o planos boudining. Las capas pueden ser diferenciadas internamente con nombres de unidades informal. Una capa puede contener subdivisiones de distintas asociaciones de estructuras sedimentarias, tales como laminas planas o laminas en ripples. Tambien unidades delgadas de diferente composicion, textura, color, cementacion, lentes de pebbles o banda de chert. Una marca de discontinuidad entre dos capas de similar composicion litologica es llamado superficie de amalgamiento. FOTO 7 TIPOS DE ESTRATIFICACION El estudio de la estratificacion desde el punto genetico, toma en cuenta la naturaleza de los sedimentos, tipo de transporte y ambiente sedimentario, destacando las clasificaciones hechas por Campbell (1967) y la de Ricci Luchi (1970). FOTO 8 FOTO 9 FOTO 10 La geometria de una capa depende de la relacion entre las superficies de las capas. La base y la superficie superior de las capas son comunmente paralelas entre si; sin embargo, algunas son no paralelas, peude ser incluso onduladas o curvas. Dependiendo de la combinacion de estas caracteristicas, las capas pueden tener una variedad de formas geometricas, como el uniforme-tabular, tabular lenticular, curva tabular, en forma de cua y la irregularidad.

FOTO 11 Un bed set simplemente consiste de dos o mas capas superpuestas caracterizadas por una composicion y las estructuras internas. Un bedset esta limitado por las superficies o planos de delimitacion. Un compuesto bedset se refiere a un grupo de capas que difieren en composicion, textura, sin fecha, pero las estructuras internas estan asociadas geneticamente, lo que representa un tipo comun de los depositos de la sucesion (Reineck y Singh, 1980). La terminologia de bedset se ilustra en la figura. FOTO 12 SERIES ESTRATIGRAFICAS La sucesion de unidades estratigraficas, peuden ser agrupadas con caracteristicas afines, con precision de datos, situacion geografica, cambios laterales, etc. Dandose casos de series continuas completas. Las columnas estratigraficas tambien han evolucionado acorde con el avance de las investigaciones, de manera que las actuales ocurren con mas informaciones. FOTO 13 Diferentes tipos de columnas estratigraficas, segn las caracteristicas que se deseen realzar. La columna original pertenece al Permico de Retiendas (Segn Sopea et. al. 1974). MEDIDAS DE SECCIONES ESTRATIGRAFICAS Para medir secciones estratigraficas se aplican tres metodos: las paralelas sin corregir, las paralelas corregidas y el matematico, estos metodos bien trabajados en el campo y gabinete dan resultados sorprendentes. Es necesaria la explicacion teorica de cada metodo que seran explicados antes de salir al campo. Existen otros metodos como el uso de la vara de Jacob, muy eficaz para lugares de geologia visible, pero no siempre es asi, como la selva, sub andino y lugares con frecuentes coberturas.

3. EL TIEMPO EN GEOLOGIA EL TIEMPO GEOLOGICO Y ESPACIO Siempre ha sido un problema situar el tiempo de un fenomeno o de un conjunto de fenomenos, en cuanto a su espacio, edad, ambiente, fauna, flora, etc. Sin embargo la base de este ordenamiento estriba en la interrelacion procesos-tiempo, distinguiendo la relacion hacia arriba y abajo en una sucesion sedimentaria. FOTO 14 EDADES RELATIVAS Y ABSOLUTAS

En la edad relativa de las rocas intervienen el ordenamiento de las rocas en cuanto a la superposicion de estratos, criterios de polaridad respecto a su techo y base, sucesion faunistica y paleontologica, que permiten aproximaciones parciales cuantitativas. En la edad absoluta intervienen varios metodos de geocronologia, siendo los principales metodos no radiactivos y radiactivos, este ultimo es el mas exacto porque usa minerales de ultima generacion de las investigaciones. FOTO 15 II:. UNIDADES ESTRATIGRAFICAS UNIDAD ESTRATIGRAFICA Es un estrato o conjunto de estratos adyacentes susceptibles de reconocerse en su conjunto como una unidad (o entidad caracteristica) en la clasificacion de la sucesion estratigrafica de la tierra, respecto a algunas de las numerosas caracteristicas, propiedades o atributos que las rocas poseen. Para dividir las unidades estratigraficas se ha usado tres parametros principales, la litologia, fosiles, roca-tiempo y tiempo; en las ultimas decadas se ha tenido en cuenta a la magnetometria, geoquimica, estratigrafia secuencial y analisis de cuenca. Unidades litoestratigraficas, basadas en diferencias litologicas y ordenadas en rango de grupo, formacion, miembro y capa. Unidades bioestratigraficas, segun caracteristicas paleontologicas en las rocas estratificadas estan ordenadas en biozonas: cenozona, acrozona concurrente y acrozona culminante. Unidades cronoestratigraficas se refiere a estratos depositados durante u tiempo determinado y ordenados en jerarquia: eontema eratema, serie, piso. Unidades Geocronologicas son divisiones puramente temporales, ordenados en jerarquias; eon, era, periodo, epoca y piso. FOTO 16 LITOESTRATIGRAFIA Conjunto de estratos que constituyen una unidad de cierto tipo litologico, con caracteristicas comunes para ser agrupadas, reconocidas y diferenciables de otras rocas circundantes. UNIDADES LITOESTRATIGRAFICAS Son cuerpos de sedimentos de origen volcanico, sedimento e igneos efusivos, distinguibles en bases de caracteristicas litologicas, con los nombres de grupo, formacion, miembro y capa.

El criterio geofisico, puede ser usado para la fijacion de limites de unidades litoestratigraficas en sub superficie, debido a que estas unidades no pueden ser definidas en bases de propiedades fisicas. Wheeler y Mallory (1956) introdujeron el termino litosoma para referirse a masas de rocas esencialmente uniforme y teniendo en cuenta la interdigitacion de relaciones con masas adyacentes de diferente litologia. Asi pueden haber:

- Arena litosoma - Limonita litosoma - Lutita litosoma

GRUPO Son unidades de rango superior, que agrupan dos o tres formaciones sucesivas con rasgos litologicos comunes. Muchos grupos corresponden a materiales donde era dificil la separacion las formaciones. Cuando sea necesario una jerarquizacion mas completa, se pueden utilizar los terminos de subgrupo grupo supergrupo. Ejemplo Grupo calizas de Montaa (formaciones Barcaliente y Valdeteja). Formacion Es la unidad litoestratigrafica fundamental, es la que solemos encontrar en mapas, y es basico para la reconstruccion de la historia. Formacion es una unidad que agrupa un conjunto de estratos con una determinada litologia o conjunto de litologias, que nos permiten diferenciarla de los adyacentes. Para su descripcion no hay que tener en cuenta la potencia, pero se considera que deberia tener una escala cartografiable (escala de mapa 1:25000 y 1:50000). Su descripcion debe hacerse de una localidad donde este bien representada y en un lugar accesible, a esta localidad se le seala como estratotipo. Para nombrarlas se utiliza la palabra formacion seguida de la litologia predominante y de la localizacion geografica del estratotipo. Ejemplos, Formacion calizas de Santa Lucia, Formacion arenisca de Furada, Formacion pizarras de Luarca. Miembro Es la unidad litoestratigrafica de orden inmediatamente inferior a la formacion. Se le reconoce por poseer un especial carcter litologico que le distingue del resto de la formacion. Su extension lateral y su espesor tienen que estar comprendidos dentro de la unidad de orden superior, dentro de la formacion. No siempre una formacion tiene que estar dividida en miembros. Ejemplo: Miembro (de pizarras) de Valporquero. Capa

Son estratos cuyo espesor puede variar de un centimetro hasta pocos metros, con caracteristicas litologicas muy peculiares y facilmente diferenciable (ejemplo: capas de carbon, capas de oxidos de hierro). La delimitacion de capas no implica la division completa de la formacion (o miembro) en capas diferenciables. Sino que se refiere exclusivamente a niveles muy concretos dentro de las unidades de rango mayor. Un caso especial con gran valor son las capas guia, ya que son capas sincroicas, formadas al mismo tiempo en toda su extension, aunque su espesor sea distinto. Por su regularidad y extension son importantes en la correlacion estratigrafica a gran escala. Por ejemplo los Tonstein en series carboniferas, debidos a cenizas volcanicas. Complejo Se utiliza para definir un conjunto de materiales de litologia diversas en las cuales es muy dificil definir otro tipo de unidades debido a una gran complejdad tectonica que enmascara la ordenacion. Ejemplo: Grupo la Vid y el Grupo Raeces, eran antes complejos Conjunto de materiales de litologias variadas, que no pueden separarse netamente entre si. Ejemplo: complejo esquisto grauvatico en la parte occidental de la peninsula iberica. FOTO 17 FOTO 18 BIOESTRATIGRAFIA Unidades bioestratigraficas, biohorizontes, extincion de especies FOTO 19 CRONOESTRATIGRAFIA Se refieren a los estraos que se han depositado durante un tiempo determinado FOTO 20 GEOCRONOLOGIA Son divisiones puramente temporales. MAGNETOESTRATIGRAFIA Campo magnetico que orienta la aguja imantada. QUIMIOESTRATIGRAFIA Interpretacion geoquimica de las rocas sedimentaria, pirolisis. ANALISIS DE CUENCAS GEOMETRIA DE LOS ESTRATOS DENTRO DE LAS UNIDADES LITOESTRATIGRAFIACAS FOTO 21

A. Techo y muro planos y paralelos

B. Techo plano y muro irregular C. Techo plano y muro convexo D. Variaciones laterales de espesor E. Miro irregular, erosivo F. Formas especiales G. Formas especiales H. Formas especiales

Superposicion de capas horizontales paralelas al techo y muro de la formacion FOTO 22 ACRECION VERTICAL O AGRADACION (PARALELISMO) La relacion geometrica de los estratos entre techo y muro dentro de las unidades litoestratigraficas es interesante en la sedimentacion y el crecimiento gradual de un cuerpo sedimentario denominado acrecion, esta geometria se observa en el campo y se reconocen en los perfiles sismicos. ACRECION FRONTAL O PROGRADACION Crecimiento gradual de un cuerpo sedimentario, en sentido frontal, hacia el interior de una cuenca, de geometria concava hacia el techo, dando un dispositivo sigmoidal u oblicuo, caracteristicos de bordes de plataformas de baja y alta energia respectivamente. ACRECION VERTICAL O AGRADACION FOTO 23 FOTO 24 FOTO 25 FOTO 26 PROGRADACION Posicion concava hasta el techo, de forma tangencial ACRECION LATERAL Convexa hacia el piso. Crecimiento de estratos en sentido perpendicular a la direccion de la corriente, de geometria convexa hacia el techo de escala decametrica a hectometrica relacionados a los desplazamientos laterales de los meandros fluviales y deltaicos. FOTO 27 Diferencia entre las superficies de acrecion frontal y lateral. MEDIOS AMBIENTES: CONTINENTALES, TRANSICIONALES, PLATAFORMA y MARINO PROFUNDO.

En este caitulo se desarrollan los ambientes continentales y playeros, dejando para mas adelante a los depositos deltaicos que son tipicos de ambientes de transicion continental marino, asimismo las molasas y turbiditas que se hallan en ambos ambientes, ademas los carbonatos que seran tratados detalladamente despues de las estructuras sedimentarias. FOTO 28 FOTO 29 LOS MEDIOS SEDIMENTARIOS INCLUYEN EL MEDIO AMBIENTE

a. Medios continentales y costeros (Aluviales, fluviales, lacustre, palustre, eolicos, glaciales, desembocaduras de rios, playeros, estuarios, llanura mareica, lagoon, el delta superior).

b. Medios de transicion o de plataforma continental, delta exterior, oceanos cerrados (Mediterraneo, Negro) y oceanos abiertos.

c. Medios marinos o pelagicos que ocupan el 50% de extension. FOTO 30 FOTO 31 FOTO 32 FOTO 33 FOTO 34 FOTO 35 FOTO 36 FOTO 37 FOTO 38 FOTO 39 FOTO 40 III. ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS FOTO 41 4.1 INTRODUCCION Las estructuras sedimentarias son rasgos a gran escala de las rocas sedimentarias como las capas paralelas, estratificacion cruzada, ondas, y mudcracks que es mejor estudiarlo en el campo. Son

generados por una variedad de procesos sedimentarios, incluyendo el flujo de fluidos, flujo de sedimentos por gravedad, la deformacion de sedimentos blandos, y la actividad biogenica. Las estructuras sedimentarias son particularmente abundantes en las rocas sedimentarias siliciclasticas, pero ocurren tambien en rocas sedimentarias no siliciclasticas como calizas y evaporitas. La permanencia geometrica de las estructuras en un sedimento es basico, porque muchas de ellas no llegan a conservarse, hay estructuras contemporaneas con la sedimentacion y otras que las adquieren posteriormente, entre las primeras estan las laminas, laminacion, ripples, corriente, etc. Y entre las segundas las generadas por otras clases de correiente, gravedad, licuefacion, compactacion, organicas, desecacion, huellas, etc. Cada una de ellas derivan a variedade de formas y ocurrencias. Los casos mas pateticos son los ripples de corriente recots, sinuoso, festonados, liguoides y de croissant, asimismo los ripples de oscilacion con sus caracteristicas enlaces en crevron y en haz, finalmente las estructuras por corrientes posterior a la sedimentacion como los flute marks, crecent marks, grove marks, buonce marks, derivando todas ellas a cast en las bases de los sedimentos arenosos. 4.2 CLASES DE ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS PRIMARIA Las mas comunes y abundantes estructuras sedimentarias primarias figuran en la Tabla 4.1 es fundamentalmente descriptivo, se basa en propiedades observables y se agrupan en tres grandes categorias: estructuras de estratificacion y bedforms, marcas en las coberturas de capas (planos) y otras estructuras.

Plano bedding y de laminacion Groove cast; estriacion; marcas bounce, brush, prod y roll

Bedding y laminacion Flut casts

Cobertura de capas gradadas Parting lineation

Capas masiva (sin estructura) Load casts

Bedforms Pistas, caminos, tuneles

Ripples Mudcracks y gruetas sineresis

Dunas Los pozos y pequeas impresiones

Antidunas Marcas rill y swash

Estratificacion Cruzada

Capas cruzadas OTRAS ESTRUCTURAS

Ripples de laminacion cruzada Sill y diques sedimentarios

Flaser y lenticulares bedding

Hummocky de estratificacion cruzada Estructuras deposicionales

Estratificacion irregular 1. Estructuras formadas por suspension, ajuste y corriente de las olas

Convoluta bedding y laminacion 2. Wind-estructuras formadas

Estructra en flama 3. Estructuras formadas por quimica y bioquimica

Estructuras ball y de almohada

Pliegues y fallas sinsedimentarias Estructuras erosionales

Dish y estructuras pilar 4. Scour marks

Canales 5. Tool marks

Estructuras Scour y fill

Desecacion Mottled bedding Estructuras de deformacion

Estromatolitos 6. Estructuras slump

7. Estructuras Load y founder

8. Estructuras de Inyeccion (fluidificacion)

9. Estructuras Fluido de escape

10. Estructuras de Desecacion

11. Estructuras de impacto (lluvia, granizo)

Estructuras biogenicas

12. Estructuras de Bioturbacion

13. Estructuras de Bioestratificacion

La de estratificacion y bedforms se subdividen en cuatro categorias descriptivas: Capas y laminacion, formas de capas (bedforms), estratificacion cruzada, y la estratificacion irregular. Las estructuras primarias son generadas por cuatro tipos de procesos fundamentales: (1) deposicion (estructura de deposicion), (2) erosion seguida de la deposicion (estructura de erosion), (3) deformacion del sedimento blando (estructuras de deformacion) y (4) deposicion biogenetica, no biogenica y biogenicas (estructuras biogenicas). 4.3 ESTRATIFICACION Y BEDFORMS Las coberturas de capas son una caracteristica fundamental de las rocas sedimentarias. Las capas son tabulares o lenticulares depende de la roca sedimentaria como la litologia, textura o unidad estructural que los distingue claramente de los estratos superior e inferior. Las superficies superior e inferior de las capas son conocidas como los planos de delimitacion o planos boudining. Tipos de planos Bedding El termino planos bedding es utilizado para diferenciar capas que no contienen laminas nternas de inmersion (laminacion cruzada) y que estan limitados por superficies casi planas las capas son esencialmente paralelos entre si. FOTO 42 ESTRATIFICACION PLANA FOTO 43 Laminado de capa. Laminas paralelas son producto de vida mas corta, las fluctuaciones en las condiciones de sedimentacion causan variaciones en el tamao de granos contenido de arcilla, material organico, composicion mineral. FOTO 44

Cobertura de capas gradadas. Caoas gradadas son unidades de sedimentacion que se caracterizan por distintas gradaciones verticales de tamao de grano. Ellas varian en espesor desde unos pocos centimetros a unos pocos metros mas y tienen comunmente afilados contactos basales. Capas que muestran una gradacion de las particulas mas gruesas en la base a las particulas mas finas en la parte superior se dice que la clasificacion es normal. FOTO 45 Estratificacion Gradada FOTO 46 COBERTURA DE CAPAS GRADADAS:

capas gradadas son unidades de sedimentacion que se caracterizan por distintas gradaciones

verticales de tamao de grano. ellas varian en espesor desde unos pocos centimetros a unos pocos

metros o mas y tienen comunmente afiliados contactos basales. capas que muestran una

gradacion de las particulas mas gruesas en la base a las particulas mas finas en la parte superior se

dice que la clasificacin es normal.

BEDDING ( SIN ESTRUCTURA) MASIVOS:

es un termino que se utiliza para describir capas que parecen ser homogeneas y carentes de

estructura interna (figura 4.8). sin embargo, algunasveces se encuentran en las areniscas, estas

capas son raras pero ocurren en algunas turbiditas, parecen masivas a gran escala, pero contienen

algunas estructuras internas.

la licuefaccion de los sedimentos debido a un choque repentino u otros mecanismos, poco

despues de la deposicion ha sido sugerida como un medio de destruir la estratificacion original

para producir las capas enormes. de lo contrario, se asume que la falta de estratificacion es una

caracteristica principal que se produce en ausencia de transporte de traccion y los resultados de

las dispersiones de sedimentos muy concentrados en los flujos de la gravedad de los sedimentos.

BEDFORMS (RIPPLES) BEDDING Y LAMINACION

NATURALEZA DE LAS CAPAS

CUALQUIERA QUE HAYA EXAMINADO EL FONDO ARENOSO DE UN ARROLLO CLARO, POCO

PROFUNDO HA DADO CUENTA DE QUE LA CAPA NO SUELE SER PERFECTAMENTE PLANA Y

UNIFORME. EN CAMBIO, ES COMUNMENTE MARCADO POR ONDAS Y BEDFORMS SIMILARES DE

VARIOS TAMAOS. TALES BEDFORMS TAMBIEN SE ENCUENTRAN EN LOS ENTORNOS DE ORIGEN

EOLICO Y SUBMARINOS , VARIAN EN TAMAO DE ONDAS PEQUEAS DE UNOS POCOS

CENTIMETROS DE ALTURA, RESPECTO A LAS GIGANTESCAS DUNAS EOLICAS DE ARENA Y ONDAS

DE ATENA SUBMARINA DE DECENAS A CIENTOS DE METROS DE LARGO Y VARIOS METROS A

DECENAS DE METROS DE ALTURA. SI CUIDADOSAMENTE SE DISECCIONA UNA ONDULACION

EXPUESTA SOBRE EL LECHO SECO DE UN ARROYO PARA REVELAR SU ESTRUCTURA INTERNA,

ENCONTRAMOS A ESCALA FINA LAMINAS TRANSVERSALES QUE SE SUMERGEN EN UNA DIRECCION

DE LAS CORRIENTES.

CLARAMENTE, EXISTE UNA ESTRECHA RELACION GENETICA ENTRE LOS MECANISMOS DE FLUJO DE

FLUIDOS, RIPPLE (RIZADURAS) BEDFORMS, Y LAMINACION CRUZADA.

EL POTENCIAL DE PRESERVACION DE RIPPLES ES RELATIVAMENTE BAJO, POR LO TANTO, NO SON

CARACTERISTICAS MUY COMUNES DE LOS PLANOS DE ESTRATIFICACION DE LASROCAS

SEDIMENTARIAS ANTIGUAS.POR OTRA PARTE, CAPAS CRUZADAS SON MUY COMUNES EN

MUCHAS SUCESIONES DE ARENISCA.

LA ENERGIA DEL FLUJO HIDRAULICO, FLUVIAL Y EOLICO

LA ENERGIA GENERA RIPPLES, DUNAS HIDRAULICAS Y DUNAS EOLICAS CUYAS LAMINAS TIENEN

DIFERENTES GRADOS DE BUZAMIENTO A FAVOR DE LA CORRIENTE, ASIMISMO PRODUCE

LAMINACION PARALELA Y DE BUZAMIENTOS CONTRA LA DIRECCION DEL FLUJO CON

CARACTERISTICAS PECULIARES (ANTIDUNAS).

LARGAS DUNAS CON ESPACIAMIENTO, O LONGITUD DE ONDA, DESDE MENOS DE UN METRO

HASTA MAS DE 1000m (ASHLEY, 1990). LAS DUNAS TIENEN UN ASPECTO SIMILAR A LOS RIPPLES

EN GENERAL, EXEPTO POR EL TAMAO. SE FORMAN A VELOCIDADES DE FLUJO MAS ALTAS EN LOS

SEDIMENTOS, DEPENDIENDO DEL GRANO DE ARENA FINA A GRAVA. EL INDICE DE ONDULACION

DE LAS DUNAS ES ENTRE 5m EN ARENAS FINAS A 50m EN LOS SEDIMENTOS MAS GRUESOS. LAS

FORMAS DE SUCESION DE CAPAS ESTAN ILUSTRADAS EN LAS FIG 4.9,10

CLASIFICACION DE RIPLLES:

RIPPLES SON ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS COMUNES EN LOS AMBIENTES MODERNOS,

OCURREN EN SEDIMENTOS SILICICLASTICOS Y CARBONATOS. PUEDEN FORMARSE POR EL

TRANSPORTE DEL AGUA Y VIENTO. SE DESARROLLAN EN MATERIAL GRANULAR EN REGIMEN DE

FLUJO DE CORRIENTES UNIDIRECCIONAL Y DE FLUJO OSCILATORIO (ACCION DE LAS OLAS).

RIPPLES DE CORRIENTE:

RIPPLES SON MAS COMUNES EN AMBIENTES DE AGUAS POCO PROFUNDAS, SIN EMBARGO HAN

SIDO FOTOGRAFIADOS EN EL PISO DE LOS OCEANOS MODENOS A PROFUNDIDADES DE UNOS

POCOS METROS.

LOS RIPPLES HAN PRESERVADO POTENCIAL RELATIVAMENTE BAJO DEBIDO A QUE TIENDEN A SER

EROSIONADOS Y DESTRUIDOS POR LA EROSION ACTUAL ANTES DE SU ENTRIERRO. POR LO TANTO

LOS ANTIGUOS RIPPLES COMO LAS ONDAS COMO LA 4.13 NO SON , MUY ABUNDANTES EN EL

REGISTRO SEDIMENTARIO.


CUANDO SE PRODUCEN EN SEDIMENTOS TANTO SILICICLASTICOS Y CARBONATOS PUEDEN

FORMARSE POR EL TRANSPORTE DE AGUA Y VIENTO.

RIPPLES QUE SE DESARROLLAN EN RESPUESTA A FLUJO UNIDIRECCIONAL SON ASIMETRICOS EN

FORMA, Y EL LADO DE SOTAVENTO ES ESCARPADO (FIG. 4.13) SON LLAMADOS RIPPLES CURRENT.

EN CONDICIONES NATURALES SE FORMAN POR EL RIO Y POR EL FLUJO DE CORRIENTE POR

LAVADO EN LAS PLAYAS, POR CORRIENTES DE MAREA Y EN LAS PROFUNDIDADES DE FONDOS

OCEANICOS.

VISTA EN PLANTA, LAS CRESTAS DE LOS RIPPLES Y LAS DUNAS TIENEN UNA VARIEDAD DE FORMAS:

RECTA, SINUOSA, CATENARIA, LINGUOSA, Y SEMILUNAR (FIG. 4.14). LAS ONDAS Y DUNAS SE

RELACIONAN APARENTEMENTE CON LA PROFUNDIDAD DEL AGUA Y LA VELOCIDAD (ALIEN, 1968),

SIN EMBARGO, LOS FACTORES QUE CONTROLAN SU FORMA NO SE COMPRENDEN BIEN. SE HA

OBSERVADO EN CONDIONES NATURALES A LAS FORMAS MAS COMPLEJAS TIENDEN A

DESARROLLARSE EN AGUAS MENOS PROFUNDAS Y EN VELOCIDADES MAS ALTAS QUE LAS

FORMAS MENOS COMPLEJAS; EL ORDEN DE LOS BEDFORMS SE DESARROLLAN CON LA

DISMINUCION DE LA PROFUNDIDAD DEL AGUA Y LA VELOCIDAD LAS SINUOSAS A LINGUOSIDAD

SIMETRICA A LINGUOSIDAD ASIMETRICA Y A SEMILUNAR DE DUNAS.

LAS DUNAS SON AUN MENOS COMUNES EN CONSERVARSE; SIN EMBARGO, LAS DUNAS ANTIGUAS

PRESENTAN ALGUNAS UNIDADES DE ARENISCA GRUESA (POR EJM, FIG 4.16). LAS DUNAS SON

AUN MENOS COMUNES EN CONSERVARSE; SIN EMBARGO, LAS DUNAS ANTIGUAS PRESENTAN

ALGUNAS UNIDADES DE ARENISCAS GRUESAS (FIG 4.16).

ESTRUCTURAS DE ESTRATIFICACION CRUZADA:

CROSS-BEDDING

LOS CROSS-BEDDING ESTAN FORMADOS PRINCIPALMENTE POR LA MIGRACION DE ONDAS Y

DUNAS EN EL AGUA Y DEL AIRE. LA MIGRACION DE RIPPLES Y DUNAS CONDUCEN A LA INMERSION

DE LAMINAS FORESET DEBIDO A AVALANCHAS EN LA ZONA DE SOTAVENTO DE LOS BEDFORMS

(FIG 4.12).

LA PRESENTACION POTENCIAL DE LA DE LAMINAS CRUZADAS ES MUCHO MAYOR QUE EL DE LOS

BEDFORMS MISMOS (YA QUE LA PARTE SUPERIOR DE LOS BEDFORMS TIENDEN A SER CEPILLADAS

HACIA FUERA POR LA EROSION EOLICA ACTUAL O SUBSIGUIENTE), POR LO TANTO, LA

ESTRATIFICACION CRUZADA ES UN TIPO MUY COMUN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS ANTIGUAS.

LA ESTRATIFICACION CRUZADA SE PUEDE FORMAR TAMBIEN MEDIANTE LA SOCAVACION DE

POZOS Y CANALES, POR EL DEPOSITO EN PUNTOS DE LAS BARRAS DE ARROYOS SERPENTEANTES, Y

POR LA DEPOSITACION SOBRE LA SUPERFICIE INCLINADA DE LAS PLAYAS Y BARRAS MARINAS.

LOS CROSS BEDDING FORMADOS BAJO DIFERENTES CONDICIONES AMBIENTALES PUEDEN SER

MUY SIMILARES EN APARIENCIA, Y A MENUDO ES DIFICIL DIFERENCIARLOS EN ROCAS

SEDIMENTARIAS ANTIGUAS DE AMBIENTES FLUVIALES, EOLICOS Y MARINOS.

LAS CAPAS CRUZADAS EN SETS MOSTRADA EN LA (FIG 4.4) ES MAS COMPLICADO, POR ESO EL

SISTEMA MUCHO MAS SIMPLE DE MCJEE Y WEIR (1953), MODIFICADO POR POTTER Y PETTINJOHN

(1977), ES ADOPTADO AQU. LAS CAPAS CRUZADAS SE DIVIDEN EN DOS TIPOS PRINCIPALES, A

TRAVES DE CUADROS (FIG 4.17)

ESTRATIFICACION CRUZADA TABULAR

CONSTA DE UNIDADES DE CAPAS CRUZADAS QUE SON AMPLIAS EN LAS DIMENSIONES LATERALES

CON RESPECTO AL ESPESOR DEL CONJUNTO Y QUE TIENEN ESENCIALMENTE PLANOS LIMITANTES

EN LAS SUPERFICIES (FIG. 4.18).

LAS LAMINAS DE FORESET SON TAMBIEN PLANARES, Y CURVADAS QUE TIENEN UNA RELACION

TANGENCIAL CON LA SUPERFICIE BASAL.

CANAL DE ESTRATIFICACION CRUZADA:

CONSISTE EN UNIDADES DE CAPAS CRUZADAS EN EL QUE UNA O AMBAS SUPERFICIES DE LIMITE,

SON CURVAS (POR EJM. 4.19)

LAS UNIDADES SON CONJUNTOS DE FORMA TROUGH-SHAPED ( EN FORMA DE ARESTA) QUE

CONSISTE EN UNA FORMA ALARGADA DE SOCAVACION LLENA DE LAMINAS FORESET CURVADAS

QUE COMUNMENTE TIENEN UNA RELACION TANGENCIAL A LA BASE DEL CONJUNTO.

LA ESTRATIFICACION CRUZADA TABULAR ESTA FORMADA PRINCIPALMENTE POR LA MIGRACION A

GRAN ESCALA, DE RIPPLES DE CRESTA RECTA Y DUNAS (FIG. 4.20 A), FORMADAS DURANTE LA

BAJA DE LAS CONDICIONES DE REGIMEN DE FLUJO.

LAS CAPAS INDIVIDUALES VARIAN EN ESPESOR DE UNA POCAS DECENAS DE CENTIMETROS A UN

METRO O MAS, PERO SE HAN OBSERVADO CAPAS DE ESPESORES DE HASTA 10m (POR EJM,

HARMS ET AL. , 1975).

A TRAVES DE LA ESTRATIFICACION CRUZADA DE CANAL SE PUEDEN ORIGINAR TANTO POR LA

MIGRACION DE PEQUEAS ONDULACIONES ACTUALES, QUE PRODUCE CONJUNTOS DE CAPA

CRUZADA EN PEQUEA ESCALA; O POR LA MIGRACION A GRAN ESCALA, DE DUNAS EN FORMA DE

ARTESA (FIG 4.20B).

A TRAVES DE LA ESTRATIFICACION CRUZADA FORMADA POR LA MIGRACION A GRAN ESCALA DE

RIPPLES COMUNMENTE DE ESPESORES QUE VA DE MUCHAS A POCAS DECENAS DE CENTIMETROS

Y DE ANCHO DE MENOS DE 1m A MAS DE 4m.

RIPPLES DE LAMINACION CRUZADA

LOS RIPPLES DE LAMINACION CRUZADA (RIPPLES ESCALONADOS) SE FORMAN CUANDO EL

DEPOSITO SE LLEVA A CABO MUY RAPIDAMENTE DURANTE LA MIGRACION DE LOS CURSOS DE

CORRIENTE O RIPPLE DE OLA (MCKEE, 1965; JOPLING Y WALKER, 1968).

UNA SERIE DE LAMINAS CRUZADAS SE PRODUCEN MEDIANTE LA SUSPERPOSICION Y LA

MIGRACION DE RIPPLES. LOS RIPPLES SUBEN UNO TRAS OTRO DE TAL MANERA QUE LAS CRESTAS

DE LAS SUCESIVAS LAMINAS VERTICALMENTE ESTAN FUERA DE FASE Y PARECEN ESTAR

AVANZANDO LADERA ARRIBA. ESTE PROCESO RESULTA EN UNIDADES DE CROSS-BEDDED QUE

TIENEN LA APARIENCIA GENERAL DE LAS ONDAS (FIG.4.21).

EN LAS SECCIONES CON OTRAS ORIENTACIONES, LAS LAMINAS HORIZONTALES O PUEDE

APARECER DE FORMA SEMICILINDRICA (THOUGH-SHAPED), DEPENDIENDO DE LA ORIENTACION Y

LA FORMA DE LAS ONDAS.

LA FORMACION DE ONDAS DE LAMINACION CRUZADA PARECE REQUERIR DE UNA GRAN

CANTDAD DE SEDIMENTOS, ESPECIALMENTE DE SEDIMENTOS EN SUSPENSIN, QUE

RAPIDAMENTE SE ENTIERREN Y CONSERVEN LOS SEDIMENTOS SUSPENDIDOS DE SUMINISTRO SE

DEBEN COMBINAR CON SOLO EL TRANSPORTE DE TRACCION SUFICIENTE PARA PRODUCIR LA

ONDULACION DE LA CAPA, PERO NO LO SUFICIENTE PARA PROVOCAR UNA EROSION COMPLETA

DE LAS LAMINAS DEL LADO DE SOTAVENTO DEL RIPPLE.

RIPPLES DE LAMINACION CRUZADA SE PRODUCEN EN LA SEDIMENTACION RAPIDA DE LAS

LLANURAS INUNDABLES FLUVIALES, BARRAS DE PUNTA, DELTAS DE LOS RIOS SUJETOS A

INUNDACIONES PERIODICAS, Y EN LOS AMBIENTES DE SEDIMENTACION DE TURBIDITAS.

LA FIGURA 4.21 MUESTRA LA SECUENCIA DE BEDFORMS DESARROLLADOEN UN RIO DURANTE LA

FASE MENGUANTE DE INUNDACION.

LAMINAS EN LA PARTE INFERIOR DE LA FIGURA 4.21 SE DESARROLLARON DURANTE UNA FASE DE

CAPA PLANA DE TRANSPORTE DE REGIMEN DE FLUJO SUPERIOR DE CAUDAL DE ALTA VELOCIDAD

DE INUNDACION. COMO LA VELOCIDAD SE DESVANECIO EN EL REGIMEN FLUJO INFERIOR, LOS

RIPPLES DE LAMINACION CRUZADA SE FORMAN EN LA PARTE SUPERIOR DE LAS LAMINAS DE CAPA

PLANA.

RIPPLES DE OSCILACION:

ONDAS QUE SE FORMAN POR LA ACCION DE LAS OLAS BAJO FLUJO OSCILATORIO SE DENOMINAN

RIPPLES DE OSCILACION. LA OSCILACION DE ONDAS TIENDEN A SER CASI SIMETRICA Y TIENEN

BASTANTES CRESTAS SIMPLES (FIG. 4.15).

LOS RIPPLES SON MAS COMUNES EN AMBIENTES DE AGUAS POCO PROFUNDAS, SIN EMBARGO,

HAN SIDO FOTOGRAFIADOS EN EL PISO DEL OCEANO MODERNO, A PROFUNDIDADES DE UNOS

POCOS METROS. RIPPLES HAN PRESERVADO POTENCIAL RELATIVAMENTE BAJO DEBIDO A QUE

TIENEN A SER EROSIONADOS Y DESTRUIDOS POR LA EROSION ACTUAL ANTES DE SU ENTIERRO.

POR LO TANTO, LOS ANTIGUOS RIPPLES COMO LAS ONDAS DE ASPECTO MODERNO EN LA FIGURA

4.13 NO SON MUY ABUNDANTES EN EL REGISTRO SEDIMENTARIO.

FLASER Y LENTICULAR BEDDING

LOS FLASER BEDDING SON UN TIPO DE RIPPLE BEDDING EN LAS QUE CAPAS DELGADAS DE LUTITAS

SE PRESENTAN ENTRE LOS CONJUNTOS DE LAMINACION CRUZADA O LAMINACION DE RIPPLES DE

SEDIMENTOS DE ARENA O LIMO (FIGURA 4.22). LAS LUTITAS SE CONCENTRAN PRINCIPALMENTE

EN LOS CANALES DE RIPPLES, PERO TAMBIEN PUEDE CUBRIREN PARTE LAS CRESTAS.

LOS FLASER BEDDING SUGIERE DEPOSITACION EN EVOLUCION DE LAS CONDICIONES

HIDRAULICAS. LOS PERIODOS DE ACTIVIDAD ACTUAL, CUANDO EL TRANSPORTE DE TRACCION Y EL

DEPOSITO DE RIPPLES DE ARENA, SE ALTERNAN CON PERIODOS DE INACTIVIDAD, CUANDO LAS

LUTITAS SE DEPOSITAN.

LENTICULAR BEDDING

ES UNA ESTRUCTURA FORMADA POR LA INTERCALACION DE LUTITAS Y RIPPLES DE ARENA DE

LAMINACION CRUZADA EN EL QUE LAS ONDAS O LENTES DE ARENA SON DISCONTINUOS Y

AISLADOS, EN DIRECCION TANTO VERTICAL COMO HORIZONTAL (FIG. 4.23)

ESTRATIFICACION CRUZADA HUMMCKY

EL NOMBRE HUMMCKY DE ESTRATIFICACION CRUZADA FUE PRESENTADO POR HAMS ET AL. EN

1975, AUNQUE LAS ESTRUCTURAS SE HABIAN RECONOCIDO Y DESCRITO CON DIFERENTES

NOMBRES POR LOS TRABAJADORES ANTERIORES. LA ESTRATIFICACION CRUZADA HUMMOCKY SE

CARACTERIZA POR UN CONJUNTO DE ONDULACIONES DE LAMINAS CRUZADAS QUE SON

CONCAVAS (SURCOS) Y CONVEXA EN MARCHA (HUMMOCKS) (FIG 4.24). EL CONJUNTO DE CAPAS

CRUZADAS CORTE SUAVEMENTE EN UNO A LA EROSION DE LAS SUPERFICIES CON CURVAS FIG

4.25.

LA ESTRATIFICACION CRUZADA HUMMOCKY ES COMUN EN LOS CONJUNTOS DE 15 A 50 CM DE

ESPESOR CON BASES EROSIVAS ONDULADAS Y RIZADURAS, Y TOPES BIOTURBADOS (HARMS ET AL.

1975). EL ESPACIAMIENTO DE SURCOS Y HUMMONCKS ES DE 50 CM HASTA VARIOS METROS.

LA SUPERFICIE DE LA MENOR DELIMITACION DE UNA UNIDAD DE MONTECILLOS ES AGUDA Y ES

COMUNMENTE UNA EROSION SUPERFICIAL.

LA UNICA MARCA DE FORMACION DE CORRIENTE, PUEDE ESTAR PRESENTE EN LA BASE. LA

ESTRATIFICACION CRUZADA HUMMOCKY SE PRODUCE NORMALMENTE EN ARENISCAS FINAS A

LIMONITAS SECUNDARIAS QUE COMUNMENTE CONTIENEN ABUNDANTES RESIDUOS FINOS Y

TRAZOS CARBONOSOS.

LA ESTRATIFICACION CRUZADA HUMMOCKY AUN NO SE HA ENCONTRADO EN AFORADORES,

PERO SE HA ENCONTRADO EN LOS ESTRATOS ANTIGUOS EN NUMEROSAS LOCALIDADES. HARMS

ET AL. (1975,1982) SUGIEREN QUE ESTA ESTRUCTURA ESTA FORMADA POR LOS FUERTES

AUMENTOS REPENTINOS DE DIRECCION VARIABLE (FLUJO OSCILATORIO) QUE SE GENERAN POR

LAS ONDAS DE TORMENTA RELATIVAMENTE GRANDE DEL OCEANO. EN UNA ACCION DE FUERTE

TORMENTA LA PRIMERA OLA EROSIONA EL FONDO Y GENERA HUMMOCKY, SE GENERA POR UNA

COMBINACION DE FLUJOS UNIDIRECCIONALES Y RELACIONADOS CON LA ACTIVIDAD OSCILATORIA

DE TORMENTA. AUNQUE LA ESTRATIFICACION CRUZADA HUMMOCKY SE LIMITA A LAS ROCAS

SEDIMENTARIAS MARINAS SOMERAS, DUQUE (1985) INFORMA DE ESTA ESTRUCTURA EN

ALGUNAS ROCAS SEDIMENTARIAS LACUSTRES.

ESTRATIFICACION IRREGULAR

ESTRUCTURAS DE DEFORMACION

CONVOLUTA BEDDING Y LAMINACION

LAS CONVOLUTAS BEDDING SON UNAS ESTRUCTURAS COMPLEJAS FORMADAS POR EL

PLEGAMIENTO O INTRINCACION DE LAS CAPAS O LAMINACIONES EN ANTICLINALESY SINCLINALES

IRREGULARES, GENERALMENTE DE PEQUEA ESCALA. ES COMUN, PERO NO NECESARIAMENTE,

CONFINADO A UNA UNIDAD DE SEDIMENTACION INDIVIDUAL O UNA CAPA, LAS CAPAS

SUPERIORES E INFERIORES PUEDEN MOSTRAR POCA EVIDENCIA DE DEFORMACION (FIG. 4.26).

LAS CAPAS CONVOLUTAS SON MAS COMUNES EN LAS ARENAS FINAS O ARENAS LIMOSAS,

GENERALMENTE LAS CIRCUNVOLUCIONES SE PUEDEN TRUNCAR POR SUPERFICIES EROSIVAS.

CAPAS CON LAMINACION CONVOLUTA COMUNMENTE TIENEN ESPESORES DE ALREDEDOR DE 3 A

25 CM (POTTER Y PETTIJOHN, 1977), SIN EMBARGO UNIDADES CONVOLUTAS DE HASTA VARIOS

METROS DE ESPESOR HAN SIDO REGISTRADAS TANTO EN DEPOSITOS EOLICOS Y SUBACUATICOS.

LA LAMINACION CONVOLUTA ES MAS COMUN EN LAS TURBIDITAS. SEDIMENTOS

INTERMAREALES, EN LLANURAS DE INUNDACION DEL RIO Y EN LOS SEDIMENTOS DE BARRAS Y

DELTAS . EL ORIGEN DE LAS CAPAS CONVOLUTAS TODAVIA NO ES BIEN ENTENDIDO A FONDO,

PERO PARECE SER CAUSADO POR LA DEFORMACION PLASTICA DE LOS SEDIMENTOS

PARCIALMENTE LICUADO POCO DESPUES DE LA DEPOSICION. LOS EJES CONTORNEADOS DE

ALGUNOS PLIEGUES TIENEN UNA ORIENTACION PREFERENTE NORMAL CON LA DIRECCION DE

PALEOCORRIENTES, LO QUE SUGIERE QUE EL PROCESO QUE PRODUCE CONVOLUCIONES SE

PRODUCE DURANTE LA DEPOSICION.

LA LICUEFACCION DE LOS SEDIMENTOS PUEDE SER CAUSADA POR PROCESOS TALES COMO LA

SOBRECARGA DE DIFERENCIAL, POR TEMBLORES DE TIERRA Y ROMPIENTES DE OLAS.

ESTRUCTURAS EN FLAMA

SON ESTRUCTURAS ONDULADAS O EN FORMA DE LENGUA DE FLAMA DE LUTITAS QUE SE

PROYECTAN HACIA ARRIBA EN UNA CAPA SUPERIOR, QUE ES DE ARENISCA (FIG. 4.27). LAS

CRESTAS DE ALGUNAS FLAMAS SE DOBLAN PARA FORMAR LAS VOLCADURAS DE LAS CRESTAS Y

TIENDEN A APUNTAR EN UNA MISMA DIRECCION, PERO NO SIEMPRE ES EL CASO, COMO

ILUSTRADO EN LA FIGURA 4.27. LAS ESTRUCTURAS EN FLAMA SE ASOCIAN COMUNMENTE CON

OTRAS ESTRUCTURAS CAUSADAS POR LA CARGA DE SEDIMENTOS. PROBABLEMENTE SON

CAUSADOS PRINCIPALMENTE POR LA CARGA DE AGUA SATURADA DE CAPAS DE BARRO QUE SON

MENOS DENSOS QUE CUBREN LAS ARENAS Y, EN CONSECUENCIA, LA PRESION ELEVA LAS LUTITAS

EN LAS CAPAS DE ARENA.

BALL Y ESTRUCTURAS ALMOHADILLADAS:

ESTAN PRESENTES EN LA PARTE INFERIOR DE CAPAS DE ARENISCA, Y MENOS FRECUENTEMENTE

EN LOS LECHOS DE ROCA CALIZA QUE YACEN SOBRE LAS LUTITAS (FIG. 4.28). SE COMPONEN DE

MASAS HEMISFERICAS O EN FORMA DE RION DE ARENISCA O CALIZA Y MUESTRAN

LAMINACIONES INTERNAS.

EN ALGUNOS HEMISFERIOS, LAS LAMINAS PUEDEN SER LIGERAMENTE CURVADAS O

DEFORMADAS, SOBRE TODO AL LADO DEL BORDE EXTERIOR LOS BALLS Y LAS ESTRUCTURAS

ALMOHADILLADAS PUEDEN ESTAR CONECTADOS A LA CAPA SUPERPUESTA, COMO EN LA FIGURA

4.28, O PUEDEN SER COMPLETAMENTE AISLADOS DE LA CAPAS Y ENCERRADOS EN LAS LUTITAS

SUBYACENTE.

SE CREE QUE ESTAS ESTRUCTURAS SE FORMAN COMO RESULTADO DEL NAUFRAGIO Y DE LA

DESINTEGRACION DE LA ARENA SEMICONSOLIDADAS, O DE LOS SEDIMENTOS CALIZOS, DEBIDO A

LA LICUEFACCION PARCIAL DE LAS LUTITAS SUBYACENTES, LA LICUEFACCION DE LUTITAS HACE

QUE LA ARENA QUE CUBRE CAPAS O SEDIMENTOS CALIZOS PARA DEFORMAR EN MASAS

HEMISFERICAS QUE POSTERIORMENTE SE PUEDEN ROMPER, APARTE DE LA CAPA Y SE HUNDEN

EN LA LUTITAS.

PLIEGUES Y FALLAS SINSEDIMENTARIAS (SLUMPS)

SON ESTRUCTURAS DE DEFORMACION PENECONTEMPORANEAS GENERADAS POR MOVIMIENTOS

Y DESPLAZAMIENTOS DE SEDIMENTOS NO CONSOLIDADOS O SEMICONSOLIDADOS, BAJO LA

INFLUENCIA DE LA GRAVEDAD PRINCIPALMENTE (FIG. 4.29).

ESTRUCTURAS DE SLUMPS PUEDEN IMPLICAR MUCHAS UNIDADES DE SEDIMENTACION, Y SON

COMUNMENTE FALLAS. LOS ESPESORES DE LAS UNIDADES DE ASENTAMIENTO SE HA INFORMADO

QUE VAN DESDE MENOS DE 1 METRO A MAS DE 50M. LAS UNIDADES DE SLUMPS PUEDEN ESTAR

DELIMITADAS ARRIBA Y ABAJO POR ESTRATOS QUE NO MUESTRAN EVIDENCIA DE DEFORMACION.

LAS ESTRUCTURAS DE SLUMP OCURREN TIPICAMENTE EN LUTITAS Y PIZARRAS ARENOSAS Y CON

MENOR FRECUENCIA EN LAS ARENISCAS, CALIZAS Y EVAPORITAS. ELLOS SE ENCUENTRAN

GENERALMENTE EN UNIDADES QUE FUERON DEPOSITADAS RAPIDAMENTE, Y SE HA INFORMADO

DE UNA VARIEDAD DE ENTORNOS EN LOS QUE LA SEDIMENTACION RAPIDA Y SOBRE LADERAS

EMPINADAS CONDUCEN A LA INESTABILIDAD. SE ENCUENTRAN EN LOS SEDIMENTOS GLACIALES,

LIMOS Y ARCILLAS VARDED DE ORIGEN LACUSTRE, ARENAS EOLICAS DE DUNAS, TURBIDITAS,

DELTA Y EN LOS SEDIMENTOS FRENTE A LOS ARRECIFES, LOS SEDIMENTOS DE DUNAS

SUBACUATICA, Y EN LOS SEDIMENTOS DE LAS CABEZAS DE LOS CAONES SUBMARINOS,

PLATAFORMAS CONTINENTALES Y EN LAS PAREDES PROFUNDAS DE TRINCHERAS MARINAS.

ESTRUCTURAS DISH Y PILAR:

LAS ESTRUCTURAS DISH SON DELGADAS, DE COLOR OSCURO, SUBHORIZONTALES, DE PLANA A

CONCAVA HACIA ARRIBA, LAMINACIONES ARCILLOSAS (FIG. 4.3) QUE SE PRODUCEN

PRINCIPALMENTE EN ARENISCAS Y LIMOLITAS. LAS LAMINACIONES SON COMUNMENTE SOLO DE

UNOS POCOS MILIMETROS DE ESPESOR, PERO PUEDEN SER DISHES INDIVIDUALES DE RANGO DE 1

CM A MAS DE 50CM DE ANCHO. POR LO GENERAL SE PRODUCEN EN CAPAS DE ESPESOR CON

ESTRUCTURAS DISH Y PILAR Y PUEDEN SER VISIBLES SOLO LAS ESTRUCTURAS.

ESTRUCTURAS DISH Y PILAR SE OBSERVARON POR PRIMERA VEZ EN LOS DEPOSITOS DE

SEDIMENTOS POR FLUJO DE GRAVEDAD ( TURBIDITAS Y FLUJOS LICUADOS) Y SON MAS

ABUNDANTES EN ESTOS DEPOSITOS, SIN EMBARGO, AHORA HAN SIDO INFORMADAS TAMBIEN EN

LOS SEDIMENTOS DE DELTAS, ALUVIALES, LACUSTRES Y DEPOSITOS MARINOS SOMEROS, ASI

COMO EN CAPAS DE CENIZAS VOLCANICAS. ELLOS INDICAN UNA DEPOSICION RAPIDA Y FORMADA

POR EL ESCAPE DE AGUA DURANTE LA CONSOLIDACION DE SEDIMENTOS.

DURANTE LA COMPACTACION GRADUAL Y DESHIDRATACION, LAMINAS SEMIPERMEABLES

ACTUAN COMO BARRERAS PARCIALES DE MOVIMIENTO ASCENDENTE DEL AGUA DE ARRASTRE DE

SEDIMENTOS FINOS. LAS PARTICULAS FINAS SON RETARDADAS POR LAS LAMINAS Y SE AADEN A

ELLOS, FORMANDO LOS DISH.

PARTE DEL AGUA ES FORZADO HORIZONTALMENTE POR DEBAJO DE LAS LAMINAS HASTA QUE

ENCUENTRA UNA VIA DE ESCAPE MAS FACIL HACIA ARRIBA. ESTE ESCAPE POR FUERZA

ASCENDENTE DEL AGUA FORMA LOS PILARES. POR LO TANTO, AMBAS ESTRUCTURAS DISH Y

PILARES SON ESTRUCTURAS DE DESAGUE.

ESTRUCTURAS DE EROSION:

LOS CANALES SON ESTRUCTURAS QUE MUESTRAN UNA FORMA DE U O FORMA DE V EN LA

SECCION TRANSVERSAR Y ATRAVIESAN LAS CAPAS Y LAMINACION (FIG. 4.31).

SE FORMAN POR LA EROSION DE CORRIENTES PRINCIPALMENTE, PERO EN ALGUNOS CASOS POR

MOVIMIENTOS DE MASAS. LOS CANALES PUEDEN SER RELLENADOS DE SEDIMENTOS DIFERENTES

A LA TEXTURA DE LAS CAPAS QUE HAN TRUNCADO.

CANALES VISIBLES EN AFLORAMIENTO DE RANGO DE ANCHO Y PROFUNDIDAD DE UNOS POCOS

CENTIMETROS HASTA VARIOS METROS. INCLUSO LOS CANALES MAS GRANDES PUEDESER

ATRIBUIDOS A LA CARTOGRAFIA NAUTICA O DE PERFORACION. RARA VEZ ES POSIBLE

DETERMINAR SU LONGITUD EN EL AFLORAMIENTO, PERO PRESUMIBLEMENTE PUEDE

EXTENDERSE POR DISTANCIAS MUCHAS VECES SU ANCHURA.

LOS CANALES SON MUY COMUNES EN SEDIMENTOS FLUVIALES Y DE LAS MAREAS. TAMBIEN

ESTAN PRESENTES EN LOS SEDIMENTOS TURBIDITICOS, DONDE LAS DIMENSIONES DE LARGO DE

LOS CANALES TIENDEN A SER ORIENTADAS DE FORMA PARALELA A LA DIRECCION DE LA

CORRIENTE COMO SE MUESTRA POR OTRAS ESTRUCTURAS DE DIRECCION.

LAS ESTRUCTURAS DE EROSION Y RELLENO

SON SIMILARES A LOS CANALES PERO SON COMUNMENTE MAS PEQUEAS (FIG. 4.32). SE

COMPONEN DE PEQUEOS VALLES ASIMETRICOS LLENOS DE UNOS POCOS CENTIMETROS HASTA

UNOS POCOS METROS DE TAMAO, CON EJES LONGITUDINALES Y SUELEN TENER UNA FUERTE

PENDIENTE UPCURRENT Y UNA PENDIENTE MAS SUAVE DOWNCURRENT.

PUEDEN ESTAR LLENOS DE MATERIAL DE GRANO GRUESO O MAS FINO QUE EL SUSTRATO. ESTAS

ESTRUCTURAS SON MAS COMUNES EN LOS SEDIMENTOS DE ARENA Y SE CREE QUE SE FORMAN

COMO RESULTADO DE LA EROSION DE LAS CORRIENTES Y POSTERIOR RELLENO COMO VELOCIDAD

DE LA CORRIENTE DE PLIEGUES.

MARCAS DE PLANOS-BEDDING

LAS MARCAS GENERADAS POR LA EROSION Y DEPOSICION:

VARIAS INDICACIONES DE PLANOS DE ESTRATIFICACION SE PRODUCEN EN LA PARTE INFERIOR DE

CAPAS COMO MOLDES DE RELIEVE POSITIVOS Y MARCAS IRREGULARES. DEBIDO A SU UBICACIN

EN LAS BASES O EN LAS PLANTAS DE CAPAS, LAS MARCAS UNICAMENTE SE CONSERVAN MUY BIEN

EN LA PARTE INFERIOR DE ARENISCAS DE GRANO GRUESO Y OTRAS ROCAS SEDIMENTARIAS QUE

YACEN SOBRE CAPAS DE PIZARRAS.

LAS LLAMADAS MARCAS DE EROSION SON REALMENTE FORMADAS POR UN PROCESO DE DOS

ETAPAS QUE INVOLUCRA TANTO A LA EROSION Y LA DEPOSICION. EN PRIMER LUGAR, UNA

COHESION, SEDIMENTO FINO DEL FONDO SE EROSIONA POR ALGUN MECANISMO PARA

PRODUCIR SURCOS O DEPRESIONES. DEBIDO A LA COHESION DE LOS SEDIMENTOS, LAS

DEPRESIONES PUEDEN SER PRESERVADAS LO SUFICIENTE COMO PARA SER LLENADOS Y

ENTERRADOS DURANTE LA SUBSIGUIENTE DEPOSICION, POR LO GENERAL POR LOS SEDIMENTOS

DE GRANO MAS GRUESO QUE LAS LUTITAS DEL FONDO.

DESPUES DE LA SEPULTURA Y LA LITIFICACION, UNA CARACTERISTICA DEL RELIEVE POSITIVO

QUEDA ADHERIDA EN LA BASE DE LA CAPA SUPRAYACENTE. SI LA CAPA ES SOMETIDA

POSTERIORMENTE A LEVANTAMIENTO TECTONICO, ESTAS ESTRUCTURAS PUEDEN ESTAR

EXPUESTAS AL DESGASTARSE Y LA EROSION SUBAEREA (FIG 4.33)

LA EROSION PUEDE SER CONSECUENCIA DE LA ACCION DE LOS OBJETOS DENOMINADOS

HERRAMIENTAS QUE SON LLEVADAS POR LA CORRIENTE INTERMITENTE O CONTINUA Y HACEN

CONTACTO CON EL FONDO. LAS ESTRUCTURAS EROSIONALES POR LO TANTO SE PUEDEN

CLASIFICAR GENETICAMENTE YA SEA FORMADAS POR CORRIENTE Y POR HERRAMIENTAS.

TOOL MARKS

MARCAS DE PISO EROSIONALES SON MAS COMUNES EN LAS PLANTAS DE ARENISCAS

TURBIDITICAS, PERO TAMBIEN ESTAN PRESENTES EN LAS ROCAS SEDIMENTARIAS DEPOSITADAS

EN OTROS ENTORNOS. SE PUEDE FORMAR EN CUALQUIER AMBIENTE DONDE LAS CONDICIONES

REQUERIDAS DE UN EVENTO EROSIVO ES SEGUIDO RAPIDAMENTE POR UN EVENTO

DEPOSICIONAL, HAN SIDO REGISTRADOS TANTO EN DEPOSITOS FLUVIALES, PLATAFORMA Y

TURBIDITAS.

LAS ESTRUCTURAS SECUNDARIAS POR CORRIENTE, SE VEN EN LA BASE DE LOS ESTRATOS Y

CORRESPONDEN GENERALMENTE AL CALCO DE UNA SEAL MARCADA SOBRE EL TECHO DE LA

CAPA INMEDIATAMENTE SUBYACENTE, ESTE CRITERIO ES IMPORTANTE PARA DEFINIR SI UN

ESTRATO ESTA EN POSICION NORMAL O INVERTIDO.

GROVE CAST (MOLDE DE SURCO)

LOS GROVE CAST SON CRESTAS ALARGADAS, CASI RECTAS QUE RESULTAN DEL RELLENO DEL

RELIEVE PRODUCIDO POR EROSION COMO RESULTADO DE UNA PIEDRA, CONCHA, PEDAZO DE

MADERA U OTRO OBJETO QUE ARRASTRO POR TODA LA SUPERFICIE DE LOS SEDIMENTOS

COHESIVOS (FIG 4.34). SUS FUNCIONES DE DIRECCION SON ORIGINADAS EN PARALELO A LA

DIRECCION DEL FLUJO DE LAS CORRIENTES ANTIGUAS (PALEOCORRIENTES).

COBERTURA DE CAPAS GRADADAS:

capas gradadas son unidades de sedimentacion que se caracterizan por distintas gradaciones

verticales de tamao de grano. ellas varian en espesor desde unos pocos centimetros a unos pocos

metros o mas y tienen comunmente afiliados contactos basales. capas que muestran una

gradacion de las particulas mas gruesas en la base a las particulas mas finas en la parte superior se

dice que la clasificacin es normal.

BEDDING ( SIN ESTRUCTURA) MASIVOS:

es un termino que se utiliza para describir capas que parecen ser homogeneas y carentes de

estructura interna (figura 4.8). sin embargo, algunasveces se encuentran en las areniscas, estas

capas son raras pero ocurren en algunas turbiditas, parecen masivas a gran escala, pero contienen

algunas estructuras internas.

la licuefaccion de los sedimentos debido a un choque repentino u otros mecanismos, poco

despues de la deposicion ha sido sugerida como un medio de destruir la estratificacion original

para producir las capas enormes. de lo contrario, se asume que la falta de estratificacion es una

caracteristica principal que se produce en ausencia de transporte de traccion y los resultados de

las dispersiones de sedimentos muy concentrados en los flujos de la gravedad de los sedimentos.

BEDFORMS (RIPPLES) BEDDING Y LAMINACION

NATURALEZA DE LAS CAPAS

CUALQUIERA QUE HAYA EXAMINADO EL FONDO ARENOSO DE UN ARROLLO CLARO, POCO

PROFUNDO HA DADO CUENTA DE QUE LA CAPA NO SUELE SER PERFECTAMENTE PLANA Y

UNIFORME. EN CAMBIO, ES COMUNMENTE MARCADO POR ONDAS Y BEDFORMS SIMILARES DE

VARIOS TAMAOS. TALES BEDFORMS TAMBIEN SE ENCUENTRAN EN LOS ENTORNOS DE ORIGEN

EOLICO Y SUBMARINOS , VARIAN EN TAMAO DE ONDAS PEQUEAS DE UNOS POCOS

CENTIMETROS DE ALTURA, RESPECTO A LAS GIGANTESCAS DUNAS EOLICAS DE ARENA Y ONDAS

DE ATENA SUBMARINA DE DECENAS A CIENTOS DE METROS DE LARGO Y VARIOS METROS A

DECENAS DE METROS DE ALTURA. SI CUIDADOSAMENTE SE DISECCIONA UNA ONDULACION

EXPUESTA SOBRE EL LECHO SECO DE UN ARROYO PARA REVELAR SU ESTRUCTURA INTERNA,

ENCONTRAMOS A ESCALA FINA LAMINAS TRANSVERSALES QUE SE SUMERGEN EN UNA DIRECCION

DE LAS CORRIENTES.

CLARAMENTE, EXISTE UNA ESTRECHA RELACION GENETICA ENTRE LOS MECANISMOS DE FLUJO DE

FLUIDOS, RIPPLE (RIZADURAS) BEDFORMS, Y LAMINACION CRUZADA.

EL POTENCIAL DE PRESERVACION DE RIPPLES ES RELATIVAMENTE BAJO, POR LO TANTO, NO SON

CARACTERISTICAS MUY COMUNES DE LOS PLANOS DE ESTRATIFICACION DE LASROCAS

SEDIMENTARIAS ANTIGUAS.POR OTRA PARTE, CAPAS CRUZADAS SON MUY COMUNES EN

MUCHAS SUCESIONES DE ARENISCA.

LA ENERGIA DEL FLUJO HIDRAULICO, FLUVIAL Y EOLICO

LA ENERGIA GENERA RIPPLES, DUNAS HIDRAULICAS Y DUNAS EOLICAS CUYAS LAMINAS TIENEN

DIFERENTES GRADOS DE BUZAMIENTO A FAVOR DE LA CORRIENTE, ASIMISMO PRODUCE

LAMINACION PARALELA Y DE BUZAMIENTOS CONTRA LA DIRECCION DEL FLUJO CON

CARACTERISTICAS PECULIARES (ANTIDUNAS).

LARGAS DUNAS CON ESPACIAMIENTO, O LONGITUD DE ONDA, DESDE MENOS DE UN METRO

HASTA MAS DE 1000m (ASHLEY, 1990). LAS DUNAS TIENEN UN ASPECTO SIMILAR A LOS RIPPLES

EN GENERAL, EXEPTO POR EL TAMAO. SE FORMAN A VELOCIDADES DE FLUJO MAS ALTAS EN LOS

SEDIMENTOS, DEPENDIENDO DEL GRANO DE ARENA FINA A GRAVA. EL INDICE DE ONDULACION

DE LAS DUNAS ES ENTRE 5m EN ARENAS FINAS A 50m EN LOS SEDIMENTOS MAS GRUESOS. LAS

FORMAS DE SUCESION DE CAPAS ESTAN ILUSTRADAS EN LAS FIG 4.9,10

CLASIFICACION DE RIPLLES:


OCURREN EN SEDIMENTOS SILICICLASTICOS Y CARBONATOS. PUEDEN FORMARSE POR EL

TRANSPORTE DEL AGUA Y VIENTO. SE DESARROLLAN EN MATERIAL GRANULAR EN REGIMEN DE

FLUJO DE CORRIENTES UNIDIRECCIONAL Y DE FLUJO OSCILATORIO (ACCION DE LAS OLAS).

RIPPLES DE CORRIENTE:

RIPPLES SON MAS COMUNES EN AMBIENTES DE AGUAS POCO PROFUNDAS, SIN EMBARGO HAN

SIDO FOTOGRAFIADOS EN EL PISO DE LOS OCEANOS MODENOS A PROFUNDIDADES DE UNOS

POCOS METROS.

LOS RIPPLES HAN PRESERVADO POTENCIAL RELATIVAMENTE BAJO DEBIDO A QUE TIENDEN A SER

EROSIONADOS Y DESTRUIDOS POR LA EROSION ACTUAL ANTES DE SU ENTRIERRO. POR LO TANTO

LOS ANTIGUOS RIPPLES COMO LAS ONDAS COMO LA 4.13 NO SON , MUY ABUNDANTES EN EL

REGISTRO SEDIMENTARIO.


CUANDO SE PRODUCEN EN SEDIMENTOS TANTO SILICICLASTICOS Y CARBONATOS PUEDEN

FORMARSE POR EL TRANSPORTE DE AGUA Y VIENTO.

RIPPLES QUE SE DESARROLLAN EN RESPUESTA A FLUJO UNIDIRECCIONAL SON ASIMETRICOS EN

FORMA, Y EL LADO DE SOTAVENTO ES ESCARPADO (FIG. 4.13) SON LLAMADOS RIPPLES CURRENT.

EN CONDICIONES NATURALES SE FORMAN POR EL RIO Y POR EL FLUJO DE CORRIENTE POR

LAVADO EN LAS PLAYAS, POR CORRIENTES DE MAREA Y EN LAS PROFUNDIDADES DE FONDOS

OCEANICOS.

VISTA EN PLANTA, LAS CRESTAS DE LOS RIPPLES Y LAS DUNAS TIENEN UNA VARIEDAD DE FORMAS:

RECTA, SINUOSA, CATENARIA, LINGUOSA, Y SEMILUNAR (FIG. 4.14). LAS ONDAS Y DUNAS SE

RELACIONAN APARENTEMENTE CON LA PROFUNDIDAD DEL AGUA Y LA VELOCIDAD (ALIEN, 1968),

SIN EMBARGO, LOS FACTORES QUE CONTROLAN SU FORMA NO SE COMPRENDEN BIEN. SE HA

OBSERVADO EN CONDIONES NATURALES A LAS FORMAS MAS COMPLEJAS TIENDEN A

DESARROLLARSE EN AGUAS MENOS PROFUNDAS Y EN VELOCIDADES MAS ALTAS QUE LAS

FORMAS MENOS COMPLEJAS; EL ORDEN DE LOS BEDFORMS SE DESARROLLAN CON LA

DISMINUCION DE LA PROFUNDIDAD DEL AGUA Y LA VELOCIDAD LAS SINUOSAS A LINGUOSIDAD

SIMETRICA A LINGUOSIDAD ASIMETRICA Y A SEMILUNAR DE DUNAS.

LAS DUNAS SON AUN MENOS COMUNES EN CONSERVARSE; SIN EMBARGO, LAS DUNAS ANTIGUAS

PRESENTAN ALGUNAS UNIDADES DE ARENISCA GRUESA (POR EJM, FIG 4.16). LAS DUNAS SON

AUN MENOS COMUNES EN CONSERVARSE; SIN EMBARGO, LAS DUNAS ANTIGUAS PRESENTAN

ALGUNAS UNIDADES DE ARENISCAS GRUESAS (FIG 4.16).

ESTRUCTURAS DE ESTRATIFICACION CRUZADA:

CROSS-BEDDING

LOS CROSS-BEDDING ESTAN FORMADOS PRINCIPALMENTE POR LA MIGRACION DE ONDAS Y

DUNAS EN EL AGUA Y DEL AIRE. LA MIGRACION DE RIPPLES Y DUNAS CONDUCEN A LA INMERSION

DE LAMINAS FORESET DEBIDO A AVALANCHAS EN LA ZONA DE SOTAVENTO DE LOS BEDFORMS

(FIG 4.12).

LA PRESENTACION POTENCIAL DE LA DE LAMINAS CRUZADAS ES MUCHO MAYOR QUE EL DE LOS

BEDFORMS MISMOS (YA QUE LA PARTE SUPERIOR DE LOS BEDFORMS TIENDEN A SER CEPILLADAS

HACIA FUERA POR LA EROSION EOLICA ACTUAL O SUBSIGUIENTE), POR LO TANTO, LA

ESTRATIFICACION CRUZADA ES UN TIPO MUY COMUN DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS ANTIGUAS.

LA ESTRATIFICACION CRUZADA SE PUEDE FORMAR TAMBIEN MEDIANTE LA SOCAVACION DE

POZOS Y CANALES, POR EL DEPOSITO EN PUNTOS DE LAS BARRAS DE ARROYOS SERPENTEANTES, Y

POR LA DEPOSITACION SOBRE LA SUPERFICIE INCLINADA DE LAS PLAYAS Y BARRAS MARINAS.

LOS CROSS BEDDING FORMADOS BAJO DIFERENTES CONDICIONES AMBIENTALES PUEDEN SER

MUY SIMILARES EN APARIENCIA, Y A MENUDO ES DIFICIL DIFERENCIARLOS EN ROCAS

SEDIMENTARIAS ANTIGUAS DE AMBIENTES FLUVIALES, EOLICOS Y MARINOS.

LAS CAPAS CRUZADAS EN SETS MOSTRADA EN LA (FIG 4.4) ES MAS COMPLICADO, POR ESO EL

SISTEMA MUCHO MAS SIMPLE DE MCJEE Y WEIR (1953), MODIFICADO POR POTTER Y PETTINJOHN

(1977), ES ADOPTADO AQU. LAS CAPAS CRUZADAS SE DIVIDEN EN DOS TIPOS PRINCIPALES, A

TRAVES DE CUADROS (FIG 4.17)

ESTRATIFICACION CRUZADA TABULAR

CONSTA DE UNIDADES DE CAPAS CRUZADAS QUE SON AMPLIAS EN LAS DIMENSIONES LATERALES

CON RESPECTO AL ESPESOR DEL CONJUNTO Y QUE TIENEN ESENCIALMENTE PLANOS LIMITANTES

EN LAS SUPERFICIES (FIG. 4.18).

LAS LAMINAS DE FORESET SON TAMBIEN PLANARES, Y CURVADAS QUE TIENEN UNA RELACION

TANGENCIAL CON LA SUPERFICIE BASAL.

CANAL DE ESTRATIFICACION CRUZADA:

CONSISTE EN UNIDADES DE CAPAS CRUZADAS EN EL QUE UNA O AMBAS SUPERFICIES DE LIMITE,

SON CURVAS (POR EJM. 4.19)

LAS UNIDADES SON CONJUNTOS DE FORMA TROUGH-SHAPED ( EN FORMA DE ARESTA) QUE

CONSISTE EN UNA FORMA ALARGADA DE SOCAVACION LLENA DE LAMINAS FORESET CURVADAS

QUE COMUNMENTE TIENEN UNA RELACION TANGENCIAL A LA BASE DEL CONJUNTO.

LA ESTRATIFICACION CRUZADA TABULAR ESTA FORMADA PRINCIPALMENTE POR LA MIGRACION A

GRAN ESCALA, DE RIPPLES DE CRESTA RECTA Y DUNAS (FIG. 4.20 A), FORMADAS DURANTE LA

BAJA DE LAS CONDICIONES DE REGIMEN DE FLUJO.

LAS CAPAS INDIVIDUALES VARIAN EN ESPESOR DE UNA POCAS DECENAS DE CENTIMETROS A UN

METRO O MAS, PERO SE HAN OBSERVADO CAPAS DE ESPESORES DE HASTA 10m (POR EJM,

HARMS ET AL. , 1975).

A TRAVES DE LA ESTRATIFICACION CRUZADA DE CANAL SE PUEDEN ORIGINAR TANTO POR LA

MIGRACION DE PEQUEAS ONDULACIONES ACTUALES, QUE PRODUCE CONJUNTOS DE CAPA

CRUZADA EN PEQUEA ESCALA; O POR LA MIGRACION A GRAN ESCALA, DE DUNAS EN FORMA DE

ARTESA (FIG 4.20B).

A TRAVES DE LA ESTRATIFICACION CRUZADA FORMADA POR LA MIGRACION A GRAN ESCALA DE

RIPPLES COMUNMENTE DE ESPESORES QUE VA DE MUCHAS A POCAS DECENAS DE CENTIMETROS

Y DE ANCHO DE MENOS DE 1m A MAS DE 4m.

RIPPLES DE LAMINACION CRUZADA

LOS RIPPLES DE LAMINACION CRUZADA (RIPPLES ESCALONADOS) SE FORMAN CUANDO EL

DEPOSITO SE LLEVA A CABO MUY RAPIDAMENTE DURANTE LA MIGRACION DE LOS CURSOS DE

CORRIENTE O RIPPLE DE OLA (MCKEE, 1965; JOPLING Y WALKER, 1968).

UNA SERIE DE LAMINAS CRUZADAS SE PRODUCEN MEDIANTE LA SUSPERPOSICION Y LA

MIGRACION DE RIPPLES. LOS RIPPLES SUBEN UNO TRAS OTRO DE TAL MANERA QUE LAS CRESTAS

DE LAS SUCESIVAS LAMINAS VERTICALMENTE ESTAN FUERA DE FASE Y PARECEN ESTAR

AVANZANDO LADERA ARRIBA. ESTE PROCESO RESULTA EN UNIDADES DE CROSS-BEDDED QUE

TIENEN LA APARIENCIA GENERAL DE LAS ONDAS (FIG.4.21).

EN LAS SECCIONES CON OTRAS ORIENTACIONES, LAS LAMINAS HORIZONTALES O PUEDE

APARECER DE FORMA SEMICILINDRICA (THOUGH-SHAPED), DEPENDIENDO DE LA ORIENTACION Y

LA FORMA DE LAS ONDAS.

LA FORMACION DE ONDAS DE LAMINACION CRUZADA PARECE REQUERIR DE UNA GRAN

CANTDAD DE SEDIMENTOS, ESPECIALMENTE DE SEDIMENTOS EN SUSPENSIN, QUE

RAPIDAMENTE SE ENTIERREN Y CONSERVEN LOS SEDIMENTOS SUSPENDIDOS DE SUMINISTRO SE

DEBEN COMBINAR CON SOLO EL TRANSPORTE DE TRACCION SUFICIENTE PARA PRODUCIR LA

ONDULACION DE LA CAPA, PERO NO LO SUFICIENTE PARA PROVOCAR UNA EROSION COMPLETA

DE LAS LAMINAS DEL LADO DE SOTAVENTO DEL RIPPLE.

RIPPLES DE LAMINACION CRUZADA SE PRODUCEN EN LA SEDIMENTACION RAPIDA DE LAS

LLANURAS INUNDABLES FLUVIALES, BARRAS DE PUNTA, DELTAS DE LOS RIOS SUJETOS A

INUNDACIONES PERIODICAS, Y EN LOS AMBIENTES DE SEDIMENTACION DE TURBIDITAS.

LA FIGURA 4.21 MUESTRA LA SECUENCIA DE BEDFORMS DESARROLLADOEN UN RIO DURANTE LA

FASE MENGUANTE DE INUNDACION.

LAMINAS EN LA PARTE INFERIOR DE LA FIGURA 4.21 SE DESARROLLARON DURANTE UNA FASE DE

CAPA PLANA DE TRANSPORTE DE REGIMEN DE FLUJO SUPERIOR DE CAUDAL DE ALTA VELOCIDAD

DE INUNDACION. COMO LA VELOCIDAD SE DESVANECIO EN EL REGIMEN FLUJO INFERIOR, LOS

RIPPLES DE LAMINACION CRUZADA SE FORMAN EN LA PARTE SUPERIOR DE LAS LAMINAS DE CAPA

PLANA.

RIPPLES DE OSCILACION:

ONDAS QUE SE FORMAN POR LA ACCION DE LAS OLAS BAJO FLUJO OSCILATORIO SE DENOMINAN

RIPPLES DE OSCILACION. LA OSCILACION DE ONDAS TIENDEN A SER CASI SIMETRICA Y TIENEN

BASTANTES CRESTAS SIMPLES (FIG. 4.15).

LOS RIPPLES SON MAS COMUNES EN AMBIENTES DE AGUAS POCO PROFUNDAS, SIN EMBARGO,

HAN SIDO FOTOGRAFIADOS EN EL PISO DEL OCEANO MODERNO, A PROFUNDIDADES DE UNOS

POCOS METROS. RIPPLES HAN PRESERVADO POTENCIAL RELATIVAMENTE BAJO DEBIDO A QUE

TIENEN A SER EROSIONADOS Y DESTRUIDOS POR LA EROSION ACTUAL ANTES DE SU ENTIERRO.

POR LO TANTO, LOS ANTIGUOS RIPPLES COMO LAS ONDAS DE ASPECTO MODERNO EN LA FIGURA

4.13 NO SON MUY ABUNDANTES EN EL REGISTRO SEDIMENTARIO.

FLASER Y LENTICULAR BEDDING

LOS FLASER BEDDING SON UN TIPO DE RIPPLE BEDDING EN LAS QUE CAPAS DELGADAS DE LUTITAS

SE PRESENTAN ENTRE LOS CONJUNTOS DE LAMINACION CRUZADA O LAMINACION DE RIPPLES DE

SEDIMENTOS DE ARENA O LIMO (FIGURA 4.22). LAS LUTITAS SE CONCENTRAN PRINCIPALMENTE

EN LOS CANALES DE RIPPLES, PERO TAMBIEN PUEDE CUBRIREN PARTE LAS CRESTAS.

LOS FLASER BEDDING SUGIERE DEPOSITACION EN EVOLUCION DE LAS CONDICIONES

HIDRAULICAS. LOS PERIODOS DE ACTIVIDAD ACTUAL, CUANDO EL TRANSPORTE DE TRACCION Y EL

DEPOSITO DE RIPPLES DE ARENA, SE ALTERNAN CON PERIODOS DE INACTIVIDAD, CUANDO LAS

LUTITAS SE DEPOSITAN.

LENTICULAR BEDDING

ES UNA ESTRUCTURA FORMADA POR LA INTERCALACION DE LUTITAS Y RIPPLES DE ARENA DE

LAMINACION CRUZADA EN EL QUE LAS ONDAS O LENTES DE ARENA SON DISCONTINUOS Y

AISLADOS, EN DIRECCION TANTO VERTICAL COMO HORIZONTAL (FIG. 4.23)

ESTRATIFICACION CRUZADA HUMMCKY

EL NOMBRE HUMMCKY DE ESTRATIFICACION CRUZADA FUE PRESENTADO POR HAMS ET AL. EN

1975, AUNQUE LAS ESTRUCTURAS SE HABIAN RECONOCIDO Y DESCRITO CON DIFERENTES

NOMBRES POR LOS TRABAJADORES ANTERIORES. LA ESTRATIFICACION CRUZADA HUMMOCKY SE

CARACTERIZA POR UN CONJUNTO DE ONDULACIONES DE LAMINAS CRUZADAS QUE SON

CONCAVAS (SURCOS) Y CONVEXA EN MARCHA (HUMMOCKS) (FIG 4.24). EL CONJUNTO DE CAPAS

CRUZADAS CORTE SUAVEMENTE EN UNO A LA EROSION DE LAS SUPERFICIES CON CURVAS FIG

4.25.

LA ESTRATIFICACION CRUZADA HUMMOCKY ES COMUN EN LOS CONJUNTOS DE 15 A 50 CM DE

ESPESOR CON BASES EROSIVAS ONDULADAS Y RIZADURAS, Y TOPES BIOTURBADOS (HARMS ET AL.

1975). EL ESPACIAMIENTO DE SURCOS Y HUMMONCKS ES DE 50 CM HASTA VARIOS METROS.

LA SUPERFICIE DE LA MENOR DELIMITACION DE UNA UNIDAD DE MONTECILLOS ES AGUDA Y ES

COMUNMENTE UNA EROSION SUPERFICIAL.

LA UNICA MARCA DE FORMACION DE CORRIENTE, PUEDE ESTAR PRESENTE EN LA BASE. LA

ESTRATIFICACION CRUZADA HUMMOCKY SE PRODUCE NORMALMENTE EN ARENISCAS FINAS A

LIMONITAS SECUNDARIAS QUE COMUNMENTE CONTIENEN ABUNDANTES RESIDUOS FINOS Y

TRAZOS CARBONOSOS.

LA ESTRATIFICACION CRUZADA HUMMOCKY AUN NO SE HA ENCONTRADO EN AFORADORES,

PERO SE HA ENCONTRADO EN LOS ESTRATOS ANTIGUOS EN NUMEROSAS LOCALIDADES. HARMS

ET AL. (1975,1982) SUGIEREN QUE ESTA ESTRUCTURA ESTA FORMADA POR LOS FUERTES

AUMENTOS REPENTINOS DE DIRECCION VARIABLE (FLUJO OSCILATORIO) QUE SE GENERAN POR

LAS ONDAS DE TORMENTA RELATIVAMENTE GRANDE DEL OCEANO. EN UNA ACCION DE FUERTE

TORMENTA LA PRIMERA OLA EROSIONA EL FONDO Y GENERA HUMMOCKY, SE GENERA POR UNA

COMBINACION DE FLUJOS UNIDIRECCIONALES Y RELACIONADOS CON LA ACTIVIDAD OSCILATORIA

DE TORMENTA. AUNQUE LA ESTRATIFICACION CRUZADA HUMMOCKY SE LIMITA A LAS ROCAS

SEDIMENTARIAS MARINAS SOMERAS, DUQUE (1985) INFORMA DE ESTA ESTRUCTURA EN

ALGUNAS ROCAS SEDIMENTARIAS LACUSTRES.

ESTRATIFICACION IRREGULAR

ESTRUCTURAS DE DEFORMACION

CONVOLUTA BEDDING Y LAMINACION

LAS CONVOLUTAS BEDDING SON UNAS ESTRUCTURAS COMPLEJAS FORMADAS POR EL

PLEGAMIENTO O INTRINCACION DE LAS CAPAS O LAMINACIONES EN ANTICLINALESY SINCLINALES

IRREGULARES, GENERALMENTE DE PEQUEA ESCALA. ES COMUN, PERO NO NECESARIAMENTE,

CONFINADO A UNA UNIDAD DE SEDIMENTACION INDIVIDUAL O UNA CAPA, LAS CAPAS

SUPERIORES E INFERIORES PUEDEN MOSTRAR POCA EVIDENCIA DE DEFORMACION (FIG. 4.26).

LAS CAPAS CONVOLUTAS SON MAS COMUNES EN LAS ARENAS FINAS O ARENAS LIMOSAS,

GENERALMENTE LAS CIRCUNVOLUCIONES SE PUEDEN TRUNCAR POR SUPERFICIES EROSIVAS.

CAPAS CON LAMINACION CONVOLUTA COMUNMENTE TIENEN ESPESORES DE ALREDEDOR DE 3 A

25 CM (POTTER Y PETTIJOHN, 1977), SIN EMBARGO UNIDADES CONVOLUTAS DE HASTA VARIOS

METROS DE ESPESOR HAN SIDO REGISTRADAS TANTO EN DEPOSITOS EOLICOS Y SUBACUATICOS.

LA LAMINACION CONVOLUTA ES MAS COMUN EN LAS TURBIDITAS. SEDIMENTOS

INTERMAREALES, EN LLANURAS DE INUNDACION DEL RIO Y EN LOS SEDIMENTOS DE BARRAS Y

DELTAS . EL ORIGEN DE LAS CAPAS CONVOLUTAS TODAVIA NO ES BIEN ENTENDIDO A FONDO,

PERO PARECE SER CAUSADO POR LA DEFORMACION PLASTICA DE LOS SEDIMENTOS

PARCIALMENTE LICUADO POCO DESPUES DE LA DEPOSICION. LOS EJES CONTORNEADOS DE

ALGUNOS PLIEGUES TIENEN UNA ORIENTACION PREFERENTE NORMAL CON LA DIRECCION DE

PALEOCORRIENTES, LO QUE SUGIERE QUE EL PROCESO QUE PRODUCE CONVOLUCIONES SE

PRODUCE DURANTE LA DEPOSICION.

LA LICUEFACCION DE LOS SEDIMENTOS PUEDE SER CAUSADA POR PROCESOS TALES COMO LA

SOBRECARGA DE DIFERENCIAL, POR TEMBLORES DE TIERRA Y ROMPIENTES DE OLAS.

ESTRUCTURAS EN FLAMA

SON ESTRUCTURAS ONDULADAS O EN FORMA DE LENGUA DE FLAMA DE LUTITAS QUE SE

PROYECTAN HACIA ARRIBA EN UNA CAPA SUPERIOR, QUE ES DE ARENISCA (FIG. 4.27). LAS

CRESTAS DE ALGUNAS FLAMAS SE DOBLAN PARA FORMAR LAS VOLCADURAS DE LAS CRESTAS Y

TIENDEN A APUNTAR EN UNA MISMA DIRECCION, PERO NO SIEMPRE ES EL CASO, COMO

ILUSTRADO EN LA FIGURA 4.27. LAS ESTRUCTURAS EN FLAMA SE ASOCIAN COMUNMENTE CON

OTRAS ESTRUCTURAS CAUSADAS POR LA CARGA DE SEDIMENTOS. PROBABLEMENTE SON

CAUSADOS PRINCIPALMENTE POR LA CARGA DE AGUA SATURADA DE CAPAS DE BARRO QUE SON

MENOS DENSOS QUE CUBREN LAS ARENAS Y, EN CONSECUENCIA, LA PRESION ELEVA LAS LUTITAS

EN LAS CAPAS DE ARENA.

BALL Y ESTRUCTURAS ALMOHADILLADAS:

ESTAN PRESENTES EN LA PARTE INFERIOR DE CAPAS DE ARENISCA, Y MENOS FRECUENTEMENTE

EN LOS LECHOS DE ROCA CALIZA QUE YACEN SOBRE LAS LUTITAS (FIG. 4.28). SE COMPONEN DE

MASAS HEMISFERICAS O EN FORMA DE RION DE ARENISCA O CALIZA Y MUESTRAN

LAMINACIONES INTERNAS.

EN ALGUNOS HEMISFERIOS, LAS LAMINAS PUEDEN SER LIGERAMENTE CURVADAS O

DEFORMADAS, SOBRE TODO AL LADO DEL BORDE EXTERIOR LOS BALLS Y LAS ESTRUCTURAS

ALMOHADILLADAS PUEDEN ESTAR CONECTADOS A LA CAPA SUPERPUESTA, COMO EN LA FIGURA

4.28, O PUEDEN SER COMPLETAMENTE AISLADOS DE LA CAPAS Y ENCERRADOS EN LAS LUTITAS

SUBYACENTE.

SE CREE QUE ESTAS ESTRUCTURAS SE FORMAN COMO RESULTADO DEL NAUFRAGIO Y DE LA

DESINTEGRACION DE LA ARENA SEMICONSOLIDADAS, O DE LOS SEDIMENTOS CALIZOS, DEBIDO A

LA LICUEFACCION PARCIAL DE LAS LUTITAS SUBYACENTES, LA LICUEFACCION DE LUTITAS HACE

QUE LA ARENA QUE CUBRE CAPAS O SEDIMENTOS CALIZOS PARA DEFORMAR EN MASAS

HEMISFERICAS QUE POSTERIORMENTE SE PUEDEN ROMPER, APARTE DE LA CAPA Y SE HUNDEN

EN LA LUTITAS.

PLIEGUES Y FALLAS SINSEDIMENTARIAS (SLUMPS)

SON ESTRUCTURAS DE DEFORMACION PENECONTEMPORANEAS GENERADAS POR MOVIMIENTOS

Y DESPLAZAMIENTOS DE SEDIMENTOS NO CONSOLIDADOS O SEMICONSOLIDADOS, BAJO LA

INFLUENCIA DE LA GRAVEDAD PRINCIPALMENTE (FIG. 4.29).

ESTRUCTURAS DE SLUMPS PUEDEN IMPLICAR MUCHAS UNIDADES DE SEDIMENTACION, Y SON

COMUNMENTE FALLAS. LOS ESPESORES DE LAS UNIDADES DE ASENTAMIENTO SE HA INFORMADO

QUE VAN DESDE MENOS DE 1 METRO A MAS DE 50M. LAS UNIDADES DE SLUMPS PUEDEN ESTAR

DELIMITADAS ARRIBA Y ABAJO POR ESTRATOS QUE NO MUESTRAN EVIDENCIA DE DEFORMACION.

LAS ESTRUCTURAS DE SLUMP OCURREN TIPICAMENTE EN LUTITAS Y PIZARRAS ARENOSAS Y CON

MENOR FRECUENCIA EN LAS ARENISCAS, CALIZAS Y EVAPORITAS. ELLOS SE ENCUENTRAN

GENERALMENTE EN UNIDADES QUE FUERON DEPOSITADAS RAPIDAMENTE, Y SE HA INFORMADO

DE UNA VARIEDAD DE ENTORNOS EN LOS QUE LA SEDIMENTACION RAPIDA Y SOBRE LADERAS

EMPINADAS CONDUCEN A LA INESTABILIDAD. SE ENCUENTRAN EN LOS SEDIMENTOS GLACIALES,

LIMOS Y ARCILLAS VARDED DE ORIGEN LACUSTRE, ARENAS EOLICAS DE DUNAS, TURBIDITAS,

DELTA Y EN LOS SEDIMENTOS FRENTE A LOS ARRECIFES, LOS SEDIMENTOS DE DUNAS

SUBACUATICA, Y EN LOS SEDIMENTOS DE LAS CABEZAS DE LOS CAONES SUBMARINOS,

PLATAFORMAS CONTINENTALES Y EN LAS PAREDES PROFUNDAS DE TRINCHERAS MARINAS.

ESTRUCTURAS DISH Y PILAR:

LAS ESTRUCTURAS DISH SON DELGADAS, DE COLOR OSCURO, SUBHORIZONTALES, DE PLANA A

CONCAVA HACIA ARRIBA, LAMINACIONES ARCILLOSAS (FIG. 4.3) QUE SE PRODUCEN

PRINCIPALMENTE EN ARENISCAS Y LIMOLITAS. LAS LAMINACIONES SON COMUNMENTE SOLO DE

UNOS POCOS MILIMETROS DE ESPESOR, PERO PUEDEN SER DISHES INDIVIDUALES DE RANGO DE 1

CM A MAS DE 50CM DE ANCHO. POR LO GENERAL SE PRODUCEN EN CAPAS DE ESPESOR CON

ESTRUCTURAS DISH Y PILAR Y PUEDEN SER VISIBLES SOLO LAS ESTRUCTURAS.

ESTRUCTURAS DISH Y PILAR SE OBSERVARON POR PRIMERA VEZ EN LOS DEPOSITOS DE

SEDIMENTOS POR FLUJO DE GRAVEDAD ( TURBIDITAS Y FLUJOS LICUADOS) Y SON MAS

ABUNDANTES EN ESTOS DEPOSITOS, SIN EMBARGO, AHORA HAN SIDO INFORMADAS TAMBIEN EN

LOS SEDIMENTOS DE DELTAS, ALUVIALES, LACUSTRES Y DEPOSITOS MARINOS SOMEROS, ASI

COMO EN CAPAS DE CENIZAS VOLCANICAS. ELLOS INDICAN UNA DEPOSICION RAPIDA Y FORMADA

POR EL ESCAPE DE AGUA DURANTE LA CONSOLIDACION DE SEDIMENTOS.

DURANTE LA COMPACTACION GRADUAL Y DESHIDRATACION, LAMINAS SEMIPERMEABLES

ACTUAN COMO BARRERAS PARCIALES DE MOVIMIENTO ASCENDENTE DEL AGUA DE ARRASTRE DE

SEDIMENTOS FINOS. LAS PARTICULAS FINAS SON RETARDADAS POR LAS LAMINAS Y SE AADEN A

ELLOS, FORMANDO LOS DISH.

PARTE DEL AGUA ES FORZADO HORIZONTALMENTE POR DEBAJO DE LAS LAMINAS HASTA QUE

ENCUENTRA UNA VIA DE ESCAPE MAS FACIL HACIA ARRIBA. ESTE ESCAPE POR FUERZA

ASCENDENTE DEL AGUA FORMA LOS PILARES. POR LO TANTO, AMBAS ESTRUCTURAS DISH Y

PILARES SON ESTRUCTURAS DE DESAGUE.

ESTRUCTURAS DE EROSION:

LOS CANALES SON ESTRUCTURAS QUE MUESTRAN UNA FORMA DE U O FORMA DE V EN LA

SECCION TRANSVERSAR Y ATRAVIESAN LAS CAPAS Y LAMINACION (FIG. 4.31).

SE FORMAN POR LA EROSION DE CORRIENTES PRINCIPALMENTE, PERO EN ALGUNOS CASOS POR

MOVIMIENTOS DE MASAS. LOS CANALES PUEDEN SER RELLENADOS DE SEDIMENTOS DIFERENTES

A LA TEXTURA DE LAS CAPAS QUE HAN TRUNCADO.

CANALES VISIBLES EN AFLORAMIENTO DE RANGO DE ANCHO Y PROFUNDIDAD DE UNOS POCOS

CENTIMETROS HASTA VARIOS METROS. INCLUSO LOS CANALES MAS GRANDES PUEDESER

ATRIBUIDOS A LA CARTOGRAFIA NAUTICA O DE PERFORACION. RARA VEZ ES POSIBLE

DETERMINAR SU LONGITUD EN EL AFLORAMIENTO, PERO PRESUMIBLEMENTE PUEDE

EXTENDERSE POR DISTANCIAS MUCHAS VECES SU ANCHURA.

LOS CANALES SON MUY COMUNES EN SEDIMENTOS FLUVIALES Y DE LAS MAREAS. TAMBIEN

ESTAN PRESENTES EN LOS SEDIMENTOS TURBIDITICOS, DONDE LAS DIMENSIONES DE LARGO DE

LOS CANALES TIENDEN A SER ORIENTADAS DE FORMA PARALELA A LA DIRECCION DE LA

CORRIENTE COMO SE MUESTRA POR OTRAS ESTRUCTURAS DE DIRECCION.

LAS ESTRUCTURAS DE EROSION Y RELLENO

SON SIMILARES A LOS CANALES PERO SON COMUNMENTE MAS PEQUEAS (FIG. 4.32). SE

COMPONEN DE PEQUEOS VALLES ASIMETRICOS LLENOS DE UNOS POCOS CENTIMETROS HASTA

UNOS POCOS METROS DE TAMAO, CON EJES LONGITUDINALES Y SUELEN TENER UNA FUERTE

PENDIENTE UPCURRENT Y UNA PENDIENTE MAS SUAVE DOWNCURRENT.

PUEDEN ESTAR LLENOS DE MATERIAL DE GRANO GRUESO O MAS FINO QUE EL SUSTRATO. ESTAS

ESTRUCTURAS SON MAS COMUNES EN LOS SEDIMENTOS DE ARENA Y SE CREE QUE SE FORMAN

COMO RESULTADO DE LA EROSION DE LAS CORRIENTES Y POSTERIOR RELLENO COMO VELOCIDAD

DE LA CORRIENTE DE PLIEGUES.

MARCAS DE PLANOS-BEDDING

LAS MARCAS GENERADAS POR LA EROSION Y DEPOSICION:

VARIAS INDICACIONES DE PLANOS DE ESTRATIFICACION SE PRODUCEN EN LA PARTE INFERIOR DE

CAPAS COMO MOLDES DE RELIEVE POSITIVOS Y MARCAS IRREGULARES. DEBIDO A SU UBICACIN

EN LAS BASES O EN LAS PLANTAS DE CAPAS, LAS MARCAS UNICAMENTE SE CONSERVAN MUY BIEN

EN LA PARTE INFERIOR DE ARENISCAS DE GRANO GRUESO Y OTRAS ROCAS SEDIMENTARIAS QUE

YACEN SOBRE CAPAS DE PIZARRAS.

LAS LLAMADAS MARCAS DE EROSION SON REALMENTE FORMADAS POR UN PROCESO DE DOS

ETAPAS QUE INVOLUCRA TANTO A LA EROSION Y LA DEPOSICION. EN PRIMER LUGAR, UNA

COHESION, SEDIMENTO FINO DEL FONDO SE EROSIONA POR ALGUN MECANISMO PARA

PRODUCIR SURCOS O DEPRESIONES. DEBIDO A LA COHESION DE LOS SEDIMENTOS, LAS

DEPRESIONES PUEDEN SER PRESERVADAS LO SUFICIENTE COMO PARA SER LLENADOS Y

ENTERRADOS DURANTE LA SUBSIGUIENTE DEPOSICION, POR LO GENERAL POR LOS SEDIMENTOS

DE GRANO MAS GRUESO QUE LAS LUTITAS DEL FONDO.

DESPUES DE LA SEPULTURA Y LA LITIFICACION, UNA CARACTERISTICA DEL RELIEVE POSITIVO

QUEDA ADHERIDA EN LA BASE DE LA CAPA SUPRAYACENTE. SI LA CAPA ES SOMETIDA

POSTERIORMENTE A LEVANTAMIENTO TECTONICO, ESTAS ESTRUCTURAS PUEDEN ESTAR

EXPUESTAS AL DESGASTARSE Y LA EROSION SUBAEREA (FIG 4.33)

LA EROSION PUEDE SER CONSECUENCIA DE LA ACCION DE LOS OBJETOS DENOMINADOS

HERRAMIENTAS QUE SON LLEVADAS POR LA CORRIENTE INTERMITENTE O CONTINUA Y HACEN

CONTACTO CON EL FONDO. LAS ESTRUCTURAS EROSIONALES POR LO TANTO SE PUEDEN

CLASIFICAR GENETICAMENTE YA SEA FORMADAS POR CORRIENTE Y POR HERRAMIENTAS.

TOOL MARKS

MARCAS DE PISO EROSIONALES SON MAS COMUNES EN LAS PLANTAS DE ARENISCAS

TURBIDITICAS, PERO TAMBIEN ESTAN PRESENTES EN LAS ROCAS SEDIMENTARIAS DEPOSITADAS

EN OTROS ENTORNOS. SE PUEDE FORMAR EN CUALQUIER AMBIENTE DONDE LAS CONDICIONES

REQUERIDAS DE UN EVENTO EROSIVO ES SEGUIDO RAPIDAMENTE POR UN EVENTO

DEPOSICIONAL, HAN SIDO REGISTRADOS TANTO EN DEPOSITOS FLUVIALES, PLATAFORMA Y

TURBIDITAS.

LAS ESTRUCTURAS SECUNDARIAS POR CORRIENTE, SE VEN EN LA BASE DE LOS ESTRATOS Y

CORRESPONDEN GENERALMENTE AL CALCO DE UNA SEAL MARCADA SOBRE EL TECHO DE LA

CAPA INMEDIATAMENTE SUBYACENTE, ESTE CRITERIO ES IMPORTANTE PARA DEFINIR SI UN

ESTRATO ESTA EN POSICION NORMAL O INVERTIDO.

GROVE CAST (MOLDE DE SURCO)

LOS GROVE CAST SON CRESTAS ALARGADAS, CASI RECTAS QUE RESULTAN DEL RELLENO DEL

RELIEVE PRODUCIDO POR EROSION COMO RESULTADO DE UNA PIEDRA, CONCHA, PEDAZO DE

MADERA U OTRO OBJETO QUE ARRASTRO POR TODA LA SUPERFICIE DE LOS SEDIMENTOS

COHESIVOS (FIG 4.34). SUS FUNCIONES DE DIRECCION SON ORIGINADAS EN PARALELO A LA

DIRECCION DEL FLUJO DE LAS CORRIENTES ANTIGUAS (PALEOCORRIENTES).

VI : MEDIOS MARINO Y CONTINENTAL

TURBIDITAS (FLYSCH)

Si bien las turbiditas son halladas en profundidades marinas, existen tambin en las plataformas

en lagos y lagunas, de modo que las turbiditas no obedecen al ambiente sino es cuestin de

energa de transporte y de llegada a los lugares de sedimentacin y de propagacin, definiendo

una serie de distribucin de materiales en la parte proximal y distal del abanico, asimismo

contiene una serie de estructuras sedimentarias propias, pero la secuencia Bouma que

inicialmente fue consideradas como una de ellas, tambin se la encuentra en otros ambientes.

Deep sea fan Abanico sedimentario profundo que consiste de alternancia de materiales

duros y blandos, afectados por corrientes de turbidez, manifestndose en la base de las

capas como un contacto erosional plano e internamente con estructuras primarias

caractersticas. (Fig 1).

Los materiales provienen de los deltas y depsitos arenosos sobre la plataforma, los que

se deslizan gravitatoriamente por los caones submarinos hacia los fondos abisaIes.(Fig

72).

Las turbiditas han sido reconocidas en las cuencas tectnicamente activas, donde hay

corrimientos y plegamientos (thrust-foId-best) que favorecen a la formacin de cuencas

angostas y elongadas.

Las turbiditas ocurren en todo tipo de cuenca.

Los flujos gravitativos sufren cambios hacia abajo expresados en cortejos de facies en los

abanicos, tanto lateral y verticalmente, sea en el abanico sup, medio y externo (canalizado

y no canalizado.

Los abanicos pueden ser divididos en partes segn autores en: canalizada y no canalizada otros en

abanico superior, medio y exterior, ambas con sus facies respectivas y ambientes (Fig. 2, 3 y 12.42)

La secuencia de Bouma: Vista en areniscas muestra una superposicin de estructuras

sedimentarias, repitindose sistemticamente en diferentes estratos, formadas de abajo

hacia arriba en trminos a, b, c, d, e (Fig. 6.39)

Como las turbiditas cambian lateral y verticalmente los trminos de la secuencia Bouma se

hallan incompletas en varios lugares en planta (Fig. 6.41 y 4.1)

Hipotetica propagacin de una turbidita (Fig. 4.1)

Los sistemas turbiditicos, relacionados a la sedimentacin Fluvial Catastrfica.

Son portadoras de grandes volmenes de mezclas de sedimento y agua de alta densidad

(hiperpicnal) que pueden entrar a las cuencas marinas adyacentes y depositarse en la

plataforma, talud y profundidades abisales (fluvio turbiditico).

Influyen los ciclos climticos y el eutatismo determinando las posiciones de las zonas de

transferencia y depositacion.

Vll : MEDIOS CONTINENTAL Y MARINO

LA MOLASA (CUAS CLASTICAS)

Serie rtmica, principalmente detrtica, rojiza con matriz arcillosa, cemento calcreo con

contenido de caliza y carbn.

Areniscas de toda granulometra, poco maduras, feldespticas, de transporte rpido

prevaleciendo la accin mecnica a la qumica y enterramiento rpido (Fig. 28.2).

Estructuras sedimentarias (no exclusivas), corriente bidireccional, la grano seleccin es

aparente por que puede deberse a la superposicin de estratificacin cruzada ya que casi

siempre, las areniscas presentan granos uniformes en la parte media de los bancos. (Fig. 28.1)

La estratificacin cruzada se presenta en las areniscas, areniscas microconglomerdicas y

conglomerados.

El contacto entre 2 secuencias es una disconformidad, el techo est afectado por

paleocanales por cuyos flancos se producen deslizamientos.(Fig. 28.3)

El material que rellena los canales, casi siempre tiene estratificacin cruzada y cantos blandos

arcillosos, mezclados con sed detrticos.

Cambios laterales rpidos, haciendo difcil la correlacin. (Fig 4.4)

Es frecuente la sucesin de ritmos.

Diferentes tipos de ciclos: contacto basal erosivos generado; por corrientes competentes.

Presencia de volcanismo en la serie. (Fig 4.4)

En una serie molsica se observan ciclotemas con desarrollos y minimizaciones de trminos 1)

cicio norma, 2) ciclo compuesto 3) ciclo truncado 4) ciclo reducido (Fig. 28.5

GENESIS DE LA MOLASA

La ritmicidad de la molasa (Pruvost 1930) se debe al carcter subsidente de la cuenca, no es

continua sino por sacudidas que generan corrientes con poder erosivo, depositando material

grueso, al disminuir este poder se depositan los finos.

Bersier en 1958, explica a la ritmicidad por divagacin de corrientes de tipo fluvial, por

aluvionamiento del propio cauce, este al ser intervenido por una corriente mayor forman surcos

que se rellenan con material grueso, quedando englobados cantos blandos del material fino, al

debilitarse la corriente se depositan e

Resumen Estratos 1

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