capitulo 2-tesis secuen. caliz
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CAPITULO II. SECUNCIAS DE CALIZAS DE CUENCA.
2.1 Introducción.
Las calizas son rocas sedimentarias comúnmente estratificadas cuyos procesos
de formación tiene lugar en la superficie terrestre o muy cerca de ella, en este
sentido se dice que son procesos exógenos. La caliza podría ser considerada una
roca poligenética; ya que este término se refiere a que pueden tener un origen
químico, clástico u organógeno; y esto tiene que ver solo de manera
composicional y no desde el punto de vista de su génesis. Las calizas están
formadas al menos por un 50% de carbonato de calcio (CaCO3), con porcentajes
variables de impurezas, en su interpretación más amplia, el término incluye
cualquier material calcáreo que contenga carbonato de calcio como mármol, creta,
travertino, coral y marga. Por ejemplo las rocas calizas que tienen un origen
bioquímico se forman por la acción de los seres vivos; estos fijan el calcio disuelto
en el mar y lo utilizan para construir sus esqueletos los cuales estarán compuestos
de calcita o aragonito, cuando estos mueren, sus esqueletos se depositan en
cuencas sedimentarias, y formaran calizas con alto contenido en calcita, ya que el
aragonito es muy inestable y se transforma en calcita.
2.2 Características principales de las rocas calizas.
Para empezar a describir las principales características de las rocas calizas es
necesario entender el origen y la composición del material que las forman; para
ello empezaremos por entender que el termino de sedimento y sedimentos tienen
un significado diferente, ya que se le denomina sedimento al material en
transporte (suspensión, solución, tracción o saltación); o que recientemente
hallado sido depositado. En un sentido estricto, fundamentalmente tiene un
significado dinámico ya que este material no ha llegado a mantener una
estabilidad física por completo.
Cuando este sedimento ya ha sido depositado en forma de material sólido, ya sea
por cualquier agente de transporte (viento, agua, hielo y por gravedad), sobre la
superficie de la tierra nos estamos refiriendo al término de sedimentos; por lo que
el termino sedimentos tiene fundamentalmente un significado estático.
Finalmente cuando el sedimento se deposita en zonas de la corteza terrestre con
subsidencia, ya sea por una decantación física, por precipitación química o por
crecimiento orgánico ocurre el proceso de sedimentación, y cuando los
sedimentos se litifican se forman las rocas sedimentarias; y con ello la formación
de las calizas que dependerá del tipo de sedimento y ambiente en que se
desarrollen.
Las calizas representan el 10% del volumen total de todas las rocas
sedimentarias. La composición mineral de la caliza es similar dependiendo de su
origen, aunque pueden clasificarse en cuatro tipos principalmente:
Calizas endogénicas, autóctonas o de creación: son aquella caliza que se forma
de manera insitu; por la lenta acumulación de restos orgánicos, donde diversos
organismos pueden formar parte en la acumulación que le da origen, aunque en
algunos casos, solo un tipo de organismo puede ser el responsable de su
formación.
Calizas exogénicas, alóctona o clásticas: Para estas calizas, en su última etapa de
formación se lleva a cabo el transporte y el depósito de los detritos carbonatados,
y de otros clastos comunes dentro de la cuenca, aunque presentan poco
transporte. Su formación se debe probablemente a un proceso de erosión
subacuosa de depósitos calcáreos de acreción, por lo que son hidroclástos.
Calizas químicas o bioquímicas: Son formadas directamente por la precipitación
química del carbonato de calcio debido a procesos físicos-químicos o a la reacción
bioquímica de bacterias u otros organismos.
Calizas epigénicas o metasomáticas: Son aquellas calizas que deben su
formación gracias a la alteración de las calizas anteriormente descritas; esto
debido a procesos diagenéticos; tales como la dolomitización, silicificacion y
recristalización.
Como vemos las calizas puede presentar un problema en su clasificación, ya que
pueden caer dentro del grupo de las rocas biogenéticas o de las químicas,
dependiendo de cuál sea el origen del material carbonatado, si la precipitación
química o la actividad de organismos. Por otra parte se puede dar el caso que se
tenga una mezcla de precipitación insitu y acumulación de fragmentos de
organismos.
2.3 Clasificación de las calizas.
Existen diferentes propiedades que se pueden tomar en cuenta para hacer una
buena clasificación de este tipo de rocas, pero en general se puede considerar dos
parámetros o propiedades fundamentales para clasificarlas, estos son la madurez
textural y la composición.
2.3.1 Clasificación de las calizas por su textura.
El concepto de madurez textural, permite establecer el nivel energético en el que
se depositó ese material (Tucker y Wright, 1990). De todas las clasificaciones que
existen, la más sencilla y más ampliamente usada es la de Robert Dunham (1962),
basada en que la textura de una caliza refleja la interacción entre procesos
hidromecánicos y producción biológica. Este autor considera que hay cuatro tipos
de calizas.
2.3.1.1 Clasificación de Robert Dunham.
I. Textura soportada por la matriz.
a) Mudstone. Presenta menos del 10% de granos, por lo que a simple vista se
puede observar que en su mayoría está formada por micrita.
b) Wackestone. Presenta más del 10% de granos, los cuales presentan un
soporte de micrita.
II. Textura soportada por granos.
a) Packstone. Presenta granos soportados con una matriz fangosa (lodo)
entre los granos.
b) Grainstone. Presenta granos soportados, pero sin matriz (sin micrita).
III. Componentes originales ligados a la depositación.
a) Boundstone. Presenta componentes orgánicos que se consolidan en la roca
desde su depositación, unida por organismos incrustantes (p. ej., por
corales o algas).
IV. Textura depositacional.
a) Para este caso Dunham define dos tipos de calizas cuya textura
deposicional ha sido destruida por recristalizacion: caliza cristalina (caliza
recristalizada de grano fino) y caliza sacaroidea (caliza recristalizada de
grano grueso).
La clasificación original de Dunham no subdivide las calizas compuestas por
partículas mayores de 2 mm, ni diferencia entre distintos tipos de calizas de origen
orgánico. Estas categorías han sido definidas posteriormente por Embry y Klovan
en su modificación de la clasificación de Dunham. V. CLASIFICACION DE EMBRY
y KLOVAN.
2.3.1.2 Clasificación de Embry y Klovan.
Embry y Klovan en 1971 amplían la clasificación de Dunham (1962), esta
ampliación consistió en darle nombre a las calizas que contienen granos mayores
a los 2 mm, añadiendo nuevos términos, no solo para indicar el tamaño de grano,
sino también para indicar el tipo de crecimiento orgánico.
En esta clasificación se conserva la terminología de Dunham para las calizas
compuestas por partículas menores a 2 mm, y se define los siguientes términos.
Tabla1. Clasificación de Dunham (1962).
I. Floatstone. Es una caliza con matriz soportada de lodo en la que más del
10% de los granos tienen un tamaño mayor a 2 mm.
II. Rudstone. Es una caliza grano-soportada en la que más de un 10 % de los
clastos son mayores de 2 mm.
III. Basfflentone. Caliza autóctona que está formada por organismo que actúan
como una pantalla, permitiendo el atrapamiento de sedimentos en la cara
del sotavento de la pantalla.
IV. Bindstone. Caliza autóctona formada por la acción de organismos
incrustantes formando intercalaciones durante su depositación.
V. Framestone. Caliza formada por organismos que constituyen una estructura
rígida.
Tabla 2. Ampliación de la clasificación de Dunham (1962) propuesta por EMBRIE y KLOVAN (1971)
2.3.1.3 Clasificación de Wright.
En 1992 Wright realizo una revisión de las diferentes clasificaciones partiendo de
la base de los principales tipos de texturas en las calizas (sedimentario, biológico y
diagéntico) que se integran en un sistema único. Las texturas observadas en
carbonatos son el resultado de la interrelación de tres factores: el régimen
sedimentario, la actividad bilógica y la diagénesis.
Una aportación importante de este trabajo es el de considerar una clase textural
diagenética, diferenciada implícitamente por Dunham (1962) en el tipo de calizas
cristalinas. En esta clase textural se distinguen las texturas generadas por
recristalización de aquellas que resultaron por reemplazamiento. Dependiendo del
hábito de los cristales de carbonato, se diferencian cementstone y sparstone. Con
el primer término se alude a aquellas calizas cristalinas constituidas
exclusivamente por cemento fibroso y en las que los aloquímicos no constituyen el
entramado de la roca. El termino Sparstone se aplica a las calizas en las que la
fábrica sedimentaria está totalmente obliterada por procesos de recristalización o
reemplazamiento total; dependiendo del tamaño de los cristales.
Figura 11. Clasificación según Wright (1992).
2.3.2 Clasificación de las calizas por su composición.
Algunos componentes de las calizas son emplazados en la formación de la roca
como partículas sólidas por olas y corrientes, tienen texturas y estructuras
semejantes a los clásticos ordinarios, o sea que tienen una relación esqueleto-
cemento. Muestran estructuras de corriente o hidrodinámicas tales como rizaduras
y estratificación cruzada.
Las rocas carbonatadas formadas de manera in situ en un ambiente sin corrientes,
no muestran selección ni alguna otra evidencia de actividad de corrientes, sin
estratificación o con estratificación pobremente desarrollada o en algunos casos
muestran estratificación burda.
Las calizas ya sean hidrodinámicas o in situ están formadas de un complejo de
granos o alquímicos, micrita o carbonato de grano muy fino comúnmente como
matriz; y espatita o calcita gruesamente cristalina la cual también funge como
cemento (Folk, 1962).
a. Componentes Aloquímicos. (Elementos del esqueleto). Son agregados
( partículas o granos) compuestos de sedimentos carbonatados formados
dentro de la misma cuenca de sedimentación, como bioclastos, ooides,
peloides, pisolitos y oncolitos e intraclastos.
b. Componentes ortoquímicos. Son los componentes que se precipitan
directamente del agua del mar o se forman por disgregación a partir de los
aloquímicos como son la Micrita y Esparita.
c. Componentes terrígenos. Estan compuestas por materiales no
carbonatadas como son: granos de cuarzo, arcilla, micas, etc.
2.3.2.1 Partículas que componen a las calizas.
Las calizas pueden ser mineralógicamente sencillas, pero son muy variadas en su
textura y composición. Prueba de esto es que se identifican tres principales
componentes como son: la matriz, los granos y el cementante. Dentro de estos
componentes el tipo de grano puede clasificarse en granos de origen esquelético y
granos de origen no esquelético.
Los componentes esqueléticos o bioclastos son restos completos o fragmentados
de esqueletos calcáreos construidos por organismos (animales o plantas) a través
de procesos bioquímicos. Y en general como ya se mencionó anteriormente estos
constituyen granos (skeletal grains) y son muy importantes, ya que a partir de
ellos se puede caracterizar el ambiente de sedimentación, luminosidad, energía,
etc; siempre que no estén resedimentados en ambientes distintos en los que
vivieron. Este tipo de partículas se identifican principalmente a partir de su
morfología, tamaño y su mineralogía original. A continuación se presenta una
breve descripción de los principales organismos que contribuyen a partículas
esqueletales o bioclastos en los carbonatos y que forman parte de las rocas
calizas.
MOLUSCOS. Restos de bivalvos y gasterópodos son componentes comunes de
las calizas y forman el grupo de los moluscos junto con el cefalópodo. La mayor
parte de sus conchas de estos organismos estuvieron compuestos de aragonito,
pero durante la diagénesis este se disuelve y deja una cavidad móldica que
posteriormente resulta rellenada total o parcial por cemento esparitico. Pero no
obstante los bivalvos presentaban conchas constituidas originalmente por calcita y
que presentan estructuras de la concha bien preservadas. Los bivalvos habitan en
regiones marinas someras, sin embargo es posible encontrar estos ejemplares en
casi cualquier medio acuoso, desde ambientes de agua dulce, hasta ambientes en
mares profundos.
Cerca de tres cuartas partes de las especies vivientes de moluscos son
gasterópodos. La mayoría de los gasterópodos son marinos, pero existen también
muchas especies de agua dulce e incluso en aguas hipersalinas.
Los cefalópodos por su parte hicieron su aparición también durante el periodo
Cámbrico, esta especie son comunes en plataforma abierta y en depósitos
profundos.
BRAQUIÓPODOS. Son constituyentes importantes de las calizas paleozoicas y
mesozoicas, originalmente su concha era calcitica y, por tanto, sus estructuras se
suelen encontrar bien preservadas.
Los braquiópodos son organismos marinos de tipo bentónicos y se presentan en
distintos niveles de salinidad, y en general habitan en aguas de plataforma, pero
algunas especies se extienden a profundidades mayores a 1500 m.
FORAMINIFEROS. Se presentan en gran abundancia en sedimentos marinos y
se clasifican en bentónicos y planctónicos. Se ubican desde el periodo Cámbrico y
se desarrollan en ambientes marinos y marginales, desde la zona de intermarea
hasta profundidades abisales. Las testas que presentan estos organismos están
compuestas de calcita (organismos planctónicos con calcita baja en magnesio y
bentónicos con calcita bajo y alto en magnesio).
Pasando a los otros componentes, las cuales son partículas no esqueletales a las
cuales nos referimos como partículas que no provienen de los esqueletos de
organismos, es decir, son partículas originadas por la abrasión mecánica de los
sedimentos, o producidos durante la sedimentación por procesos físicos y/o
químicos. Algunos granos no esqueletales son: pellets, oolitos, pisoides e
intraclastos.
OOLITOS (ooides). Son granos de forma esférica o subesférica (elipsoidal), que
consisten en una o más láminas concéntricas regulares alrededor de un núcleo.
Estos núcleos están constituidos por granos detríticos terrígenos, fragmentos de
esqueletos, pellets y peloides (grano de cuarzo, bioclastos, etc). El tamaño que
presentan va de los 0.25 a 2 mm, pero si supera los 2 mm, reciben el nombre de
pisolitos o pisoides.
Su ambiente de formación se da en aguas marinas tropicales, en áreas de
plataforma somera de alta energía como son barras y playas, pero también se
puede dar en zonas como son lagoons, ríos y lagos. Su formación se da por la
precipitación inorgánica o microbiana que se da en estas zonas de alta energía.
Los pisolitos (pisoides) son espelotemas secundarios, se generan por la acreción
de finas capas de calcita alrededor de un núcleo constituido por cualquier material
que se encuentre parcial o completamente sumergido en agua, su diámetro es
mayor a 2 mm y menor a 10 mm.
Pellets. Son granos que tiene un origen fecal debido a organismos invertebrados,
y la mayoría de estos carecen de una estructura interna y son uniformes en
tamaño y forma.
Peloides. Son aloquímicos que carecen de una estructura interna reconocible, no
tienen restricciones en el tamaño o en el origen de los granos y están compuestos
de lodo de carbonato y/o de carbonato de calcio precipitado; por lo que son granos
compuestos de micrita.
INTRACLASTOS. Están formados por fracciones de sedimento carbonatado y
parcialmente litificados, y que han sido erosionados, generalmente son
depositados cerca o en la misma cuenca formando así nuevos granos
sedimentarios. La morfología típica es de fragmentos generalmente angulosos, de
tamaños variables. Los intraclastos cuando se forman son normalmente
aragoniticos, calciticos o dolomiticos. Su ambiente de formación se da en
cualquier zona de plataforma, talud o llanura abisal, con aumentos bruscos de
energía. Debido a su modo de formación, los depósitos de este material muestran
una fuerte homogeneidad en cuanto a las características externas o internas de
estos fragmentos.
Tabla 3. Clasificación de las calizas por su composición (Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2000 (8.1) 38-47)
2.4 DINÁMICA DE CUENCAS SEDIMENTARIAS.
Las cuencas sedimentarias son geoformas de escala regional, que permiten
acumular cientos a miles de metros de sedimentos como consecuencia de los
procesos de subsidencia que sufre la litosfera. La evolución de esa subsidencia
está relacionada a los procesos termo-mecánicos que tienen lugar en una litosfera
relativamente rígida y fría, que interactúa con un manto convectivo (Allen y Allen:
2005).
La localización y la forma de las mega-secuencias y de secuencias
depositacionales pueden interpretarse en términos de los procesos mecánicos que
intervienen en la formación de las cuencas. Los principales parámetros que
controlan la evolución de una cuenca son: la velocidad de la deformación; la
evolución del flujo térmico; la evolución geológica de la litósfera; las variaciones en
los espesores de la corteza y de la litósfera; la presencia de debilidades previas en
la corteza y en la litosfera, y los procesos exógenos (Barredo et al: 2008).
2.4.1 CAUSAS DE LA SUBSIDENCIA.
Entendemos por subsidencia al hundimiento progresivo de un sector de la corteza
terrestre; por lo que las causas de este hundimiento se deben a los siguientes
factores:
- Térmica. Se produce por dilatación y contracción térmica; y esto se debe a
que existen puntos calientes en la corteza que llegan a producir dilataciones
en zonas de la corteza, cuando esta zona se enfría y empieza la
contracción, se produce una depresión mientras dure la contracción de la
cuenca.
- Tectónica. Da origen a zonas distensivas que a su vez da lugar a la
formación de fallas normales y un consiguiente reajuste hidrostático.
- Flexuración. Da origen a una deformación elástica por carga en zonas de
orógeno. Las fallas inversas llegan a acumular fallas sucesivas de escamas
de rocas que no están en equilibrio isostático, al restaurarse éste se
produce la cuenca de antepaís.
- Isostasia. Es cuando a una zona de la corteza terrestre se le añade otra
masa de mayor densidad que la primera, esto implica que haya un reajuste
isostático y por lo tanto se forme una depresión en dicha zona.
- Estiramiento de la corteza y ascenso pasivo de la astenosfera. Como su
nombre lo dice, se produce un estiramiento de la corteza debido a una
fuerza de contracción que da lugar a un rifting (conjunto escalonado de
fallas normales) que produce el ascenso pasivo de astenosfera. La
astenosfera aflora en la línea de rifting, y son las típicas cuencas oceánicas.
- Cambios de fase. Cuando existe un cambio de fase en los minerales, estos
aumentan su masa y el equilibrio isostático produce una depresión.
Figura 12. Factores que controlan el registro sedimentario
2.4.2 ELEMENTOS GEOMÉTRICOS BÁSICOS.
Borde o margen. El borde se refiere a la línea que delimita a la capa de
sedimentos, y el margen se refiere al espacio que hay entre la capa y cualquier
otro cuerpo adyacente.
Eje de la cuenca. Es la línea que une los puntos más bajos de la superficie
estructural del basamento.
Eje topográfico. Se refiere a una línea imaginaria de la cuenca que une los puntos
más bajos en un momento de su evolución (depositación).
Depocentro.Se refiere al punto donde se alcanza el mayor espesor de sedimentos.
2.4.3 CLASIFICACIÓN Y TIPOS CUENCAS.
Básicamente se distinguen según su ubicación con respecto a los márgenes de
las placas y a los movimientos relativos entre las placas.
2.4.3.1 Vinculadas a movimientos divergentes de las placas.
a. RIFT INTRACONTINENTALES. Se producen por extensión cortical en ambiente
de intraplaca. El rifting constituye una fase tectónicamente activa, con fallamiento
Figura 13. Elementos geométricos de una cuenca
normal, adelgazamiento cortical, cambios topográficos, vulcanismo y elevado flujo
calórico. En forma local hay fuerte subsidencia y espacio para la acumulación
sedimentaria. El proceso de rifting requiere de la presencia de una pluma de
ascenso convectiva en la base de la litosfera, asociada a adelgazamiento cortical.
Este adelgazamiento se puede producir por convección o por erosión de la base
de la litosfera. Las cuencas de rift se generan tanto por la cizalla pura, con fallas
empinadas desarrolladas en corteza continental vieja, o por cizalla simple
asociada a superficies despegue intracortical en una corteza joven y caliente. Las
cuencas de rift suelen estar segmentadas a lo largo de su eje mayor y se limitan
por zonas de transferencias que son sitios donde puede desarrollarse volcanismo
sinsedimentario. Las fases múltiples de rifting son bastantes frecuentes debidas a
la reactivación de bloques de falla, de modo que los sedimentos pueden ser
parcialmente erosionados y redistribuidos. A continuación generalidades del Rift:
- Zona de la litosfera donde ha ocurrido deformación extensional.
- Gran extensión y adelgazamiento litosférico.
- Presenta un ancho mayor a 200 km y una longitud mayor a 1000 km.
- Tiempo de formación aproximadamente 10 Ma.
- Se presenta una alta velocidad de subsidencia.
- Existe un efecto “doming” (alzamiento térmico) en el centro menos
importante que la subsidencia general.
- Los sedimentos que presentan son de origen continental.
- En el borde alzado existe una superficie de erosión que permite la
generación de conglomerados.
- Existe agradación.
- Si el sistema es endorreico se formaran evaporitas
- Si existe contacto con el océano se encontraran depósitos marinos que
pasarán de proximales a distales en la medida que se profundiza la cuenca
b. RIFT PROTO OCEÁNICOS. Cuencas oceánicas incipientes con sustrato de
corteza oceánica nueva y limitada por márgenes continentales.
c. AULACOGENOS. Se denomina aulacógeno a una cuenca que se forma en el
interior de una placa tectónica cuando se produce un proceso de apertura (rifting).
Normalmente se origina a partir de una zona de junta triple (lugar de convergencia
de tres placas), donde dos zonas de rift dan lugar a océanos con márgenes
continentales pasivos, y la tercera zona se convierte en una fosa tectónica
continental, y Pueden ser reactivados por tectónica de convergencia.
d. MARGENES PASIVOS. Este tipo de cuencas pueden tener influencia volcánica
o carecer de ella. Aparecen posteriormente al desarrollo de los rifts por
fragmentación continental y derivada de dichas masas. Reciben la influencia de
estructuras desarrolladas en el margen de las plataformas, como por ejemplo el
desarrollo de cuerpos bioconstruidos o intrusiones salinas.
Las sucesiones de los depósitos suelen ser silicoclastica y con forma de cuña, y
registran estilos de depositación progradacionales y retrogradacionales,
vinculados con los aportes de sedimentos y con los cambios relativos del nivel del
mar. Por otra parte, los sedimentos de la pendiente se asocian con fallas inversas
activas, registran estructuras de desmoramiento y diapiros de fango, en el pie del
talud, es común el desarrollo de complejos generados por flujos gravitacionales de
sedimentos (abanicos y aprons submarinos).
A continuación algunas generalidades de los márgenes pasivos.
- Presenta simetría.
- Presenta una longitud de 100-300 Km.
- Profundidad ~3 Km.
- Tiempo de formación ~ 100-200 Ma.
- Bordes no se alzan o lo hacen ligeramente y el centro subside fuertemente.
- Depósitos marinos de plataforma.
- Al comienzo por subsidencia termal hay gran espacio de acomodación por
lo que se ve retrogradación, luego subsidencia decrece lo que se ve
reflejado en progradación.
2.4.3.2 VINCULADAS A MOVIMIENTOS PARALELOS ENTRE PLACAS.
a. Cuencas transtensionales. Se forman debido a la extensión de zonas de
fallamiento de rumbo.
b. Cuencas transpresionales. Formadas por compresión en zonas de fallamiento
de rumbo.
c. cuencas transrotacionales. Formadas por rotación de bloques de corteza
continental en zonas de fallamiento de rumbo.
2.4.3.3 VINCULADAS A MOVIMIENTOS CONVERGENTES DE PLACAS
a. Complejos de subducción (incluyendo cuencas de antearco, intraarco y
retroarco).
cuenca antearco. Se produce por el crecimiento y alzamiento del prisma de
acreción que genera una subsidencia relativa en el antearco; presenta las
siguientes generalidades.
- Presenta un ancho aproximado de 50 Km, una longitud de 450- 500 km y
Profundidad aproximadamente 5 Km.
- Tiempo de formación de 20-40 Ma.
- LA velocidad de subsidencia es variable (25 a 250 m/Ma)
- Los bordes no se alzan y el centro subside.
- La cuenca tiene principalmente depósitos fluviales deltaicos y
carbonatados.
b. Cuencas de antepaís (foreland)
– Flexuración por carga (cabalgamiento)
– Presenta un ancho de 100- 300 Km, dependiendo de la rigidez
flexural de la corteza
– La longitud depende del orógeno al cual se relaciona.
– Presenta una Profundidad aproximada de 5 Km
– Tiempo de formación 20-30 Ma
– Velocidad de subsidencia 10 m/Ma
– Los bordes se alzan y el centro se mantiene fijo o bien se alza
ligeramente
– Generación de fallas inversas al interior de la cuenca deformando los
sedimentos generando dos cuencas menores (Piggy back).
– A medida que la cuenca se rellena de sedimentos aumenta la rigidez
flexural por lo cual disminuye la subsidencia y la cuenca se
ensancha.
– En la base se encuentran depósitos de tipo turbidíticos por alta
pendiente y rápida subsidencia.
2.4.3.4 CUENCAS EN EL INTERIOR DE PLACAS
a. INTRACRATÓNICAS. Se produce flexuramiento post extensión de tipo termal
o isostático. La subsidencia termal disminuye con el tiempo. La subsidencia por
carga o isostático es mayor o igual que la termal. A continuación algunas
características generales.
- No hay deformación
- presentan longitudes de hasta 500- 2000 Km (Forma de papa)
- Profundidad 3-5 Km
- Tiempo de formación 100- 200 Ma
- Los bordes se alzan ligeramente y el centro subside.
- existe baja velocidad de subsidencia (< 50 m/Ma)
- Si se está en un continente se produce el desarrollo de un sistema fluvial.
- Si esta corresponde a un sistema marino habrá desarrollo de deltas y
cuencas carbonatadas
- En general son sistemas de baja energía sin presencia de conglomerados
Desde el punto de vista de su salida, existen fundamentalmente dos tipos de
cuencas: Endorréicasy Exorréicas. (También están las Arréicas y las
Criptorréicas).
Endorréicas. El punto de salida está dentro de los límites de la cuenca y
generalmente es un lago o un embalse. Se les denomina también cuencas
lacustres.
Exorréicas. El punto de salida se encuentra en los límites de la cuenca y
generalmente descarga en otra corriente o en el mar
Figura 14. Tipos de cuencas.
Figura 15. Clasificación de cuencas con base a su salida.
2.5 AMBIENTES SEDIMENTARIOS
Los ambientes sedimentarios se pueden definir como una porción
geográficamente limitada de la superficie terrestre, que puede ser fácilmente
distinguida de las áreas adyacentes a través de un conjunto de condiciones
físicas, químicas y biológicas, bajo cuyas influencias se acumulan los sedimentos.
Este conjunto de condiciones, identifica al ambiente y determina las propiedades
de los sedimentos que en él se depositaron. Haciendo una amplia generalización,
los ambientes subaéreos son esencialmente erosiónales, en tanto que los
subacuáticos son fundamentalmente de sedimentación.
Un ambiente de alta energía (zona de olas de rompimiento) los sólidos (arena y
grava) son dominantes, mientras las sales y los gases tienen muy poca influencia.
Por el contrario en un ambiente de baja energía (aguas tranquilas) éstos se toman
dominantes en el control de los organismos, y de allí que juegan un rol importante
en el depósito de carbonatos. (Riby, 1972: Reineck, 1975).
2.5.1 CARACTERISTICAS FISICAS.
se incluyen aspectos dinámicos como la velocidad, dirección y variaciones en el
movimiento de fluido que condicionan el medio; corrientes de agua, oleaje,
mareas, vientos, etc., así como los parámetros geográficos y climáticos del mismo;
tipo de intemperismo, clima temperatura, humedad, frecuencia de las heladas,
precipitación fluvial, etc.
Uno de los procesos físicos más importantes desde el punto de vista del análisis
de facies son las corrientes, están íntimamente relacionadas con la fuerza de la
gravedad. Otro proceso físico puede ser el intemperismo mecánico debida a
diferencias bruscas de temperatura o la debida a la acción alternativa de agua y
hielo en las grietas períglaciares.
2.5.2 CARACTERISTICAS QUIMICAS.
Las características químicas principales de los medios subacuáticos son: la
salinidad, las condiciones de potencial óxido reducción (eH) y nivel de acidez (pH)
del medio, la geoquímica de la roca madre y la interacción química entre el
sedimento y el ambiente. De acuerdo a las características químicas que imperan
en un ambiente, se pueden formar minerales autígenos los cuales, son de utilidad
en la determinación de dichas condiciones químicas.
2.5.3 CARACTERISTICAS BILOGICAS.
Dentro de las características biológicas hay que destacar todo lo referente a la
flora y fauna, y su influencia en los procesos sedimentarios, formación de suelos
erosión, etc. Las correspondientes interacciones con el ambiente que puede
motivar la individualización de algún medio sedimentario. El conjunto de las
condiciones físicas, químicas y biológicas define el carácter de un ambiente, el
cual en primera instancia puede ser de erosión o de depósito.
2.6 CLASIFICACIÓN DE LOS AMBIENTES SEDIEMNTARIOS
Considerando todas las combinaciones posibles de los procesos físicos, químicos
y biológicos o todos los elementos y factores que caracterizan a un ambiente, se
podría suponer que existe un número infinito de ambientes sedimentarios. En
realidad, debido a la fuerte interdependencia de todos estos procesos y factores,
se ha reconocido un número infinito de ambientes, esto también se halla
relacionado con el hecho de que existe un número finito de tipos fisiográficos. Es
por esta razón que, aún cuando dos ambientes o unidades morfológicos no sean
nunca totalmente idénticos, el número de ambientes principales se reducirá si se
consideran los factores dominantes.
Los ambientes sedimentarios pueden ser clasificados en continentales,
transicionales y marinos. Siendo esta una división de primer orden (Twenhofel,
1950; Frumbein y Sloss, 1963)
.
Figura 16. Clasificación de los ambientes sedimentarios (tomada de Twenhofel, 1950; Frumbein y Sloss, 1963).
2.6.1 AMBIENTES SEDIMENTARIOS MARINOS.
Una gran influencia geográfica es la que determinan los procesos sedimentarios
marinos, ya que se definen por factores físicos, biológicos y químicos, formando lo
que se denomina un ambiente sedimentario; el conjunto de estas características
tiene como objetivo darle al sedimento o facies sedimentaria, propiedades que los
hagan diferentes del resto de los depósitos en otros ambientes. Dentro de estos
procesos, hablamos también de la energía de dichos procesos, la cual comprende
factores como la oceanografía (corrientes geostróficas, olas, mareas, tormentas)
hasta otros como la tectónica. El clima, que a su vez puede condicionar algunos
aspectos de la oceanografía, así como la naturaleza del aporte de sedimento y el
volumen de material aportado; el aporte de sedimento afecta a la composición de
los materiales procedentes de ella, y al volumen de sedimento. Las áreas fuentes
de sedimentos y materia orgánica pueden ser externa (terrestre o atmosférica) e
internas, por ejemplo, la producción biológica marina.
2.6.2 FACTORES QUE CONTROLAN EL DEPOSITO, EN EL AMBIENTE
MARINO.
En la literatura se han encontrado 6 tipos diferentes de factores que controlan el
depósito en los ambientes marinos, los cuales se describen brevemente:
1) Los parámetros físicos.- estos tipos de factores son los que más influyen
dentro de los procesos de trasporte, y a su vez se caracterizan y subdividen
en: anchura, profundidad, la pendiente y la morfología, pues controlan el
modo de disipación de la energía del oleaje sobre el fondo, la exposición a
los temporales y la existencia de áreas de potenciación o disipación de las
corrientes, según los impedimentos que se les ofrezcan. La latitud y el
clima están en intima relación y de ellos dependen el tipo de intemperismo,
la naturaleza del aporte sedimentario, el régimen de avenidas, la intensidad
de las tempestades y las direcciones predominantes de aproximación de los
frentes de tempestad y oleaje. La orientación de la plataforma respecto a
estos factores, será a su vez determinante del nivel energético del fondo.
2) Aporte sedimentario.- este factor previene en pequeña cantidad del aporte
fluvial, y sobre todo, de la removilización de sedimentos heredados y de las
corrientes de densidad generadas al calmarse las tempestades y volver al
mar el agua cargada del sedimento erosionado de las zonas litorales.
3) Los procesos de trasporte.- los más activos dentro de este factor son las
olas de tempestad y las corrientes, oleaje de buen tiempo no suele afectar
el fondo y sus efectos son mínimos. El oleaje de tempestad provoca
erosiones generalizadas cuyas superficies se siguen lateralmente en
sondeos y afloramientos, sobre las que se depositan secuencias de energía
decreciente análogas a las expuestas en ambientes sublitorales.
4) Los cambios Eustáticos.- estos corresponden a cambios del nivel del mar,
los cuales producen variaciones de profundidad, es decir, del espesor de la
capa de agua que hay sobre cualquier punto del fondo y modifican la
capacidad de actuación del oleaje y de las corrientes, o cual puede resultar
en cambios litológicos. Además controlan la emersión o el hundimiento de
determinadas partes de la plataforma, exponiéndolas o protegiéndolas de la
erosión y haciendo cambiar la distribución y extensión de los ambientes
sedimentarios, que pueden llevar sedimentos terrestres a zonas
anteriormente sumergidas o viceversa, y regulan el nivel de base de los ríos
y con ello su capacidad de trasporte y su dinámica general como
aportadores de sedimento.
5) Acción de los organismos.- estos modifican profundamente las
características del sedimento, especialmente en su parte superior; la
actividad orgánica se lleva a cabo en varios niveles y corre a cargo de
diversos tipos de organismos que, como resultado indirecto, bioturban el
sedimento, llegando incluso a destruir la estructura original. A su vez, el tipo
de sustrato y las condiciones hidrodinámicas en el fondo ejercen un fuerte
control sobre la biota de tal manera que en sustratos arenosos con activo
trasporte de carga de fondo la biota es pobre y no suele haber epifauna
bentónica, mientras que en sustratos de grano fino y de aguas más
tranquilas hay mayor densidad de población bentónica y los comedores de
sedimento reemplazan progresivamente a los hidratadores de alimento en
suspensión. El estudio de las icnofacies ofrece claves para la interpretación
ambiental pues su potencial de preservación es elevado.
6) Procesos químicos.- el estudio y análisis de este tipo de procesos, puede
llegar a generar muchas conclusiones sobre la génesis de los depósitos de
plataforma; entre las más interesantes destaca la génesis de minerales
antigénicos, es decir formados en el propio ambiente, que pueden usarse
por ello para identificarlo. En fondos con escasas sedimentación terrígenas
se forman chamositas en aguas cálidas, glauconita en aguas más frías y
fosforita en zonas de ascenso de corrientes profundas cuyas aguas
cargadas en nutrientes favorecen la multiplicación explosiva del
fitoplancton. Otros procesos químicos que tiene lugar correspondiente con
la precipitación de carbonatos, de sílice, de hidróxidos de hierro y de
manganeso.
2.6.3 AMBIENTES MARINOS PROFUNDOS
SISTEMAS CLASTICOS: Turbiditas y abanicos submarinos.
el principal mecanismo para el trasporte de masas de sedimentos pendiente
debajo de la plataforma submarina y el talud, es la energía gravitacional. La
composición textura, tasa de acumulación y condiciones del entrampamiento del
agua en los poros, determina el ángulo critico a partir del cual las masas de
sedimentos deslizan desde la plataforma. Los deslizamientos submarinos, flujos
de detritos, flujos en masa y corrientes de turbidez pueden ser generadas una vez
sobrepasado el límite de estabilidad.
Las turbiditas generalmente ocurren hacia abajo del declive que se encuentran en
la desembocadura de los ríos y de los cañones submarinos, área donde pueden
dislocarse y ponerse en movimiento grandes masas de sedimentos y deslizarse
por derrumbe. Los flujos de turbidez repetidos tienden a formar cuerpos en forma
de abanicos submarinos. Estos abanicos normalmente se extienden en dirección
perpendicular a la orientación de la cuenca, pero las expresiones topográficas en
el piso de la misma pueden alterar tanto la orientación como la forma. En cuencas
más profundas, las turbiditas pueden cubrir muchos kilómetros cuadrados y ser
depositados a 100 kilómetros o mas del margen de la cuenca.
Los depósitos de corrientes de turbidez están compuestos por sedimentos de
granos relativamente gruesos depositados por dichas corrientes en aguas
profundas, aunque a medida que se alejan de la fuente, el tamaño disminuye
(índice de distalidad). Estos depósitos, caracterizados por la presencia de una
fauna alóctona de poca profundidad, están inter-estratificados con limo y arcilla de
aguas profundas (hemipelagicos y pelágicos) así como por sedimentos
retrabajadas por las corrientes de fondo (contornitas).
La frecuencia con que las corrientes de turbidez son generadas y emplazadas en
determinado lugar geográfico de la cuenca depende de la naturaleza del área
donde se genera la corriente turbiditica, proximidad entre el área de origen y el
área de sedimentación, sismicidad y nivel relativo del mar. Las corrientes
trubiditicas generadas por descargas de ríos durante periodos de lluvia pueden
suceder 2 veces al año. Las partes proximal y media de abanicos submarinos
activos pueden recibir y emplazar capas turbiditicas aproximadamente una vez
cada 10 años, mientras que las partes distales del abanico reciben y emplazan
una corriente turbiditica una vez cada 20 000 a 30 000 años en promedio.
En la sedimentación submarina, anteriormente mencionada como facies, los flujos
de sedimentos son trasportados bajo la influencia de la gravedad y el movimiento
de los mismos trasporta flujos altamente concentrados de sedimentos, soportados
por diferentes mecanismos incluyendo turbulencias y corrientes de turbidez. El
modelo de Walker (1978) muestra la variedad de facies sedimentarias depositadas
en las diferentes partes del abanico submarino. Los abanicos submarinos, al igual
que los deltas, pueden ser subdivididos y se encuentran siempre asociados a las
cabeceras de un cañon o canal submarino, esparciendo las masas de sedimentos
hacia la llanura abisal.
El abanico submarino puede ser subdividido en: Abanico intermedio; representa la
porción más proximal y actúa como el vehículo alimentador del abanico. Abanico
medio: representa la parte media del abanico y es muy rica en sedimentos
arenosos (dependiendo de la fuente de aporte). Numerosos lobulos pueden
formarse dependiendo de la bifurcación de los distributarios o de los canales
entrelazados. Abanico externo: es la parte distal del abanico, la cual recibe los
sedimentos más finos. Es característica la intercalación monótona de áreas, limos
y arcillas, de gran extensión lateral.
En cuanto a las estructuras sedimentarias de ordenamiento interno, la mayoría de
las capas de todos estos ciclos poseen estructuras denominadas BOUMA. Esta
sucesión de estructuras está formada de base a tope por un intervalo “a” de
gradación o asivo, un intervalo “b” de laminación paralela u ondulada y un
intervalo “c” de laminación cruzada o convoluta. Luego al intervalo “d”, o de
laminación paralela superior y por ultimo un intervalo de naturaleza pelitica
designado con la letra “e”. a una capa con esta sucesión completa de estructuras
se le denomina Ta-b-c-d-e.
Dentro de los abanicos submarinos existen tres facies. El abanico superior:
caracterizado por capas espesas de grano grueso, facies areniscas-conglomerado
frecuentemente lenticulares y facies de lutitas bioturbadas. El abanico medio: está
caracterizado por sucesiones de engrosamiento hacia el tope, faces de grano
medio y cantidades menores de hemipelagitas. El abanico externo, por facies
turbiditicas de grano fino-medio, lateralmente de muy buena continuidad e
intercaladas con hemipelagicas. Por último la facies de plano de cuenca se
caracteriza por turbiditas de granos muy finos y muy delgados, donde las lutitas
pelágicas y hemipelagicas representan la mayor proporción de las facies
presentes
Figura 17. Organismos pelágicos y plantónicos, escasos bentónicos de aguas muy profundas. Calcáreos o silíceos, localmente organismos en simbiosis con sulfuros (vulc. Submarino).
Los procesos que producen las turbiditas son las corrientes de turbidez y éstas a
su vez se producen por flujos de sedimento bajo la acción de la gravedad. El
comportamiento del material condiciona que se formen desplomes, coladas de
derrubios, flujos granulares o corrientes de turbidez conforme disminuye la
cohesión, densidad y concentración y aumenta la cantidad de agua en el conjunto.
Las corrientes tribiditicas son corrientes de densidad que contienen sedimentos en
suspensión debidas a diferencias de temperatura, salinidad… el sedimento se
mueve cuando aumenta la pendiente del sedimento o bien cuando disminuye la
resistencia al arrastre. Pueden deberse a tormentas, terremotos o sedimentación
rápida.
Figura 18. Flujo turbulento de alta densidad.
Las turbiditas se clasifican en función de su densidad y duración. Las turbiditas
clásticas son de alta densidad y espasmódicas. En una corriente de turbidez la
turbulencia mantiene toda la carga de sedimento en suspensión. Se reduce la
velocidad pero la cizalla es menor que la fricción la capa de granos frena
bruscamente (se congela).
Los ambientes de formación de turbiditas son al pie del talud continental en
abanicos, en lagos o en plataformas como capas de tormenta. Las turbiditas
clásicas vienen definidas mediante las secuencias de Bouma.
La laminación convolute y los climbing ripples son frecuentes en la porción
canalizada de los abanicos. En la porción no canalizada de abanicos hay
laminación paralela y ripples de corriente. Otras facies asociadas son los debris y
los slumps o deslizamientos.
Figura 19. La secuencia de Bouma (1962)
En cuanto a los modelos de facies, el modelo de facies de Normark incluye un
talud, un valle con márgenes en el que se encuentran conglomerados (menos
estructurados cuanto más próximos al talud); canales distribuidores (con base
erosiva y estratificación cruzada), un suprafan en el que se ubican las secuencia
de Bouman más completas y con canalización cuanto más proximales, y un
abanico distal.
Los distintos tipos de abanicos profundos son los abanicos (de arena, arcilla o
grava) en sistemas de Apron, de rampa.
Figura 20. Interpretación de facies.
2.6.4 AMBIENTES PELAGICOS:
Los materiales pelágicos tienen menos de 25% de material siliciclasticos (derivado
de continentes). Está formado por oozes pelágicos (barros calcáreos formados por
globigerinas o terópodos y silíceos formados por radiolarios y diatomitas) y arcillas
rojas (de color marrón chocolate).
Los materiales hemipelágicos son aquellos que tienen más del 25% de material
silíceo. Están formados por fangos calcáreos, terrígenos y volcánicos. Son
buenos indicadores paleoclimáticos ya que el cambio climático produce un cambio
de fertilidad, esto a su vez un cambio de productividad y un cambio en el nivel de
compensación de la calcita. Los componentes de los sedimentos pelágicos son
orgánicos, antigénicos, detríticos, volcanogénicos… y cósmicos.
Los factores que controlan la distribución de los sedimentos pelágicos son: la
fertilidad de las aguas, la temperatura, la luz y la salinidad. En principio en
latitudes bajos carbonatos (mayor temperatura).
La circulación oceánica se debe al reajuste de masas de agua de distinta
temperatura. Esta afectada por el efecto de Coriolis, efecto de la rotación terrestre,
interacción con la circulación atmosférica y el control mayor del clima de la Tierra.
El giro inducido por Coriolis es comprimido en el flanco W por la rotación terrestre.
El modelo de circulación global se ve afectado por las cuencas oceánicas
semiaisladas y las crisis anóxicas, maremotos y tsunamis. Los sedimentos
pelágicos se clasifican en función de la proporción de sus componentes calcáreos,
silíceos y abiogénicos. Los componentes detríticos son: de los continentes (cuarzo
eólico y arcillas en suspensión). Procedentes de las plataformas (oolitos
intraclastos), arcilla roja abisal (pardo, chocolate por debajo de la CCD, y otros de
origen incierto). Las capas nefeloides desarrollan un papel en su distribución.
Los principales componentes antigénicos son los nódulos de hierro, nódulos de
magnesio, silicatos, fosfatos, sulfuros, carbonatos y cloruros. Con respecto a los
carbonatos hay dos niveles importantes: la lisoclina, el CCD y el ACD.
CCD y ACD varía con la localización y con el tiempo: nivel eustatico, cambios
climáticos. Los sedimentos pelágicos son buenos indicadores climáticos.
Las facies de Chalk o Creta son barros calcáreos someros por encima de CCD
con salinidad normal, pocos terrígenos, fauna diversificada, elevando contenido en
sílice (nódulos y estratos), bioturbación generalmente intensa y frecuentes
herdgrounds.
En cuanto a los sedimentos pelágicos profundos son:
Arcillas rojas que se dan solo en zonas oceánicas profundas, bajo la CCD e
incluye minerales de la arcilla, fragmentos volcánicos, Qtz procedentes del
continente y minerales autigénicos (Fe y Mn).
Barros calcáreos con alto contenido en carbonatos (de elementos planctónicos)
sobre la CCD con cocolitofóridos, foraminíferos planctónicos y, antes del cretácico,
Starved basins.
Barros silíceos con alto contenido en organismos silíceos. En zonas
circumpolares, bordes continentales y el Ecuador. El cambio de color con la
profundidad es progresivo desde un gris crema hasta una arcilla roja abisal. La
silíce en sedimentos pelágicos tiene condiciones de formaciones poco conocidas y
de disolución opuestas a los carbonatos. En márgenes continentales fértiles se
disuelven los carbonatos y precipita la sílice.
Las contomitas o coutouritas son depósitos originales por las corrientes de
contorno. A diferencia de las turbiditas se trata de un proceso continuo. A partir de
capas nefeloides y del retrebajamiento y resediemntacion de otros objetos
profundos (turbiditas y pelágicas).
2.7 FACIES
La palabra facies en términos geológicos y específicamente en términos
sedimentológicos y estratigráficos no se ha podido establecer un significado
peculiar sino muchas veces suele ser ambiguo, lo cual ha llevado al lector a tener
confusiones y dudas con respecto a su significado.
Greesly definió el término de facies y se ha utilizado ampliamente con diferentes
connotaciones; donde los autores Walker y James (1992) los sintetizan en tres:
Como una abstracción de un conjunto de características, que se oponen en
si al cuerpo de roca misma.
Cuando el termino se refiere a solo una parte registrada de una unidad
estratigráfica, o un cuerpo de roca limitado estratigráficamente.
Y cuando el término se utiliza desde un punto de vista estrictamente
descriptivo.
Entonces una de las definiciones que se suele encontrar en la literatura de facies
es: cuerpo de roca caracterizado por una combinación particular de litología y
geometría, estructura sedimentaria, distribución de paleocorrientes y fósiles que
confieren un aspecto diferente de los cuerpos de roca arriba, abajo y lateralmente
adyacentes.
En un estudio sedimentario pueden darse diversos enfoques en la definición de
una facies, unos con carácter interpretativo y otro carácter descriptivo y objetivo.
2.7.1 CRITERIOS INTERPRETATIVOS
Facies e interpretación tectónica = tectofacies. Una tectofacie consiste en un
importante registro (espesor y distribución regional) de sedimentos que se
suponen originados bajo un régimen tectónico en particular (por ejemplo
tectofacies preorogénicas o flysch, tectofacies sinorogénicas o molasa).
Facies y ambientes sedimentarios. Consiste en una sucesión sedimentaria o
conjunto de cuerpos sedimentarios que se interpretan como acumulados en un
determinado ambiente sedimentario (ejemplo: facies fluviales, facies deltaicas,
facies de estuario).
Facies y procesos sedimentarios. Capa sedimentaria o conjunto de capas que se
atribuyen a la acción de un proceso de acumulación que se atribuyen a la acción
de un proceso de acumulación (por ejemplo facies de turbiditas, facies de debritas,
facies de tidalitas, facies de eolianitas).
La utilidad del concepto de facies radica en que constituye un elemento útil para
describir los atributos que poseen las rocas sedimentarias.
Pero definir facies con criterio interpretativo es metodológicamente incorrecto. Lo
apropiado es hacer sobre la base de criterios objetivos y descriptivos. A estas
facies se les define facies sedimentarias observacionales, de las cuales se
clasifican litofacies, biofacies e icnofacies
LITOFACIES: Cuerpo de roca sedimentaria con características específicas. Se
puede definir por su color, estructuras, composición, textura, fósiles y arquitectura
sedimentaria. Normalmente por una combinación entre estos atributos.
A pesar que se ha pretendido definir a este cuerpo de roca con un criterio objetivo,
se ha determinado que su formación se debe a distintas condiciones físicas y
químicas, por lo cual, evidencia un proceso sedimentario particular.
En el término litofacies se definen con respecto a las características físicas y
composiciones de los sedimentos y sedimentitas ya sea por la litología (textura y
composición), estructuras sedimentarias y geometría o arquitectura de los
cuerpos.
Tabla 3. Facies.
ICNOLOGIA: es el estudio de trazas fósiles donde principalmente se determinan
los organismos de cuerpo blando ya que no dejan restos de sus partes corporales.
Generalmente estos organismos son el grupo dominante de la biomasa. Donde se
clasifican en estructuras de bioturbación (ruptura de la fábrica de sedimentación
original: huellas, pistas, excavaciones), de bioestratificación (creadas por los
organismos como los tapetes algales o microbianos), de biodepositación
(productos de bioerosión y restos fecales) y de bioerosión (perforaciones en
sustratos consolidados).
Particularmente muestran el comportamiento de los organismos y facilitan las
comparaciones paleocológicas entre rocas de distinta edad. No suelen ser de
utilidad para determinar la edad de los depósitos.
Los organismos productores de trazas de fósiles son sensibles a la energía del
ambiente (en esencial en medios ácueos). Las condiciones ecológicas están a su
vez vinculadas con los ambientes de acumulación. Las trazas suelen aparecer en
determinado ambientes sedimentario.
Comúnmente las trazas pueden preservarse a pesar de la diagénesis de los
sedimentos. Una traza fósil puede ser producida por un único tipo de organismo,
pero también por distintos tipos de organismos que se comportan en semejanza,
lo cual hace más difícil la interpretación.
También en esta clasificación se sabe que un mismo organismo puede generar
diferentes estructuras que corresponden a distintos estados de comportamiento en
un mismo sustrato, o al mismo comportamiento en diferentes tipos de sustratos.
ICNOFACIES: una incnofacies consiste en un conjunto de trazas fósiles que
aparecen asociadas en el registro sedimentario, ya sea en una misma capa o en
capas sedimentarias adyacentes. Se asume que esta asociación se ha formado
bajo determinados parámetros ambientales. Normalmente las icnofacies son
recurrentes en el tiempo geológico (Buatois et al., 2002).
2.7.2 ASOCIACION DE FACIES: grupo o conjunto de facies que guardan una
clara relación física y genética entre sí. El concepto involucra tanto a las relaciones
verticales como laterales entre las facies.
Finalmente este concepto de asociación de facies es fundamental para definir
mecanismos de formación de los depósitos sedimentarios, así como proponer
modelos sobre sistemas de depositación y ambientes de acumulación.
2.7.2.1 TIPOS DE ASOCIACIONES
Se pueden considerar las siguientes asociaciones:
• Multiepisódicas. Cíclicas o rítmicas: Bandeadas o bitemáticas (cyclic
bedding), asimétricas (cyclic sequences) y complejas.
• No cíclicas.
Figura 22. A: multiepisódica; B; bandeada; C; bandeada discíclica; D; asimétrica positiva (granodecreciente); E; asimétrica negativa (granocreciente).
ASOCIACIONES ASIMETRICAS: también conocidas como sucesiones de faces o
secuencias de facies.
Diseño de superposición; se le llama al conjunto de dos o más facies que pasan
de unas a otras en sentido vertical mediante contactos graduales a netos. Cada
una de estas sucesiones está limitada en su base o tope por una superficie muy
neta y/o erosiva, a veces por un hiatus de importancia. Por lo tanto este diseño de
superposición suele manifestarse por variaciones progresivas en granulometría y/o
en escala de la estratigrafía.
2.7.3 FACIES ESTÁNDAR DE WILSON
El modelo de facies estándar de Wilson (1970, 1974), nos permite integrar la
expansión de trabajo de Irwin (1965), donde se definen 9 facies idealizadas
principalmente del un ambiente marino (sin contar el continente). Resulta de una
combinación de efectos dela pendiente, edad energía del agua y clima, en donde
las características del depósito también son afectadas por el aporte de clásticos.
Figura 23. Perfil topográfico marino idealizado que muestra las fajas de facies estándar sensu Wilson (1986) (1-10). Las flechas arriba indican el sitio de depósito.
Los criterios para el reconocimiento de las facies de cuenca carbonatada,
incluyen los siguientes:
a) Secciones condensadas, depositadas con lentitud o están dispuestas entre
hiatos (pausas en la sedimentación).
b) Presencia de horizontes duros, por litificación asociada a los hiatos.
c) Capas bien depositadas de sedimentos de granulometría fina, extensas, y
con cambios graduales entre facies laterales.
d) Sedimentos que presentan: pellets fecales, laminación a pequeña escala, o
estratificación rítmicas de entre centímetros a metros. Riples y otras
marcas de sepultamiento se pueden presentar, pero marcas de gran
escala raramente se presentan.
e) Arreglo de bioturbaciones, formados por grupos de organismos como:
Helmintoide, Paleodictiones, Zoophicos, “Skolitos”, y condritas en aguas
profundas y Talasinoides y condritas en aguas menos profundas.
La facies de cuenca, se da en los fondos oceánicos (quedando estrechamente
relacionada con la expansión del fondo oceánico). Los sedimentos que se
depositan, son partículas procedentes de muchas fuentes, que pertenecen a la
deriva durante mucho tiempo. De forma gradual, estas caen sobre el fondo
oceánico, acumulándose lentamente (exceptuando los depósitos debidos a
corrientes de turbidez).
Figura 24. Patrón de facies en océano profundo, en cierto tiempo y sucesión estratigráfica en varios puntos, se generaliza como se muestra.