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SSTTRRAATTIIGGRRAAFFÍÍAA

CAPÍTULO I I.- Definición de Estratigrafía. Etimológicamente la palabra estratigrafía viene del latín y del griego, y significa descripción de estratos: Stratus = extendido, lecho o cama, y grafía= describir. El término fue introducido por d’Orbigny a mediados del siglo XIX para aludir a la “ciencia que trata de la descripción de las rocas estratificadas”. Anteriormente Smith había usado el término estratigráfico en calidad de adjetivo. La definición de la Subcomisión Internacional de Estratigrafía y Terminología (1961) dice: es el “estudio de los estratos y sus relaciones (no sólo relaciones de edad), y sus fines incluyen no sólo el conocimiento de la historia que registran, sino otros muchos tipos de conocimientos, incluyendo los de valor económico” Es una rama, línea o especialidad de la Geología que estudia la disposición y características de las rocas estratificadas, determinando la sucesión cronológica y la edad relativa de los estratos. Herdgerg (1980) especifica que “la Estratigrafía no solo trata de la sucesión y relaciones cronológicas originales de los estratos, sino también de su forma, distribución, composición litológica, contenidos fósil, propiedades geoquímicas y geofísicas, es decir de todas las características, propiedades, y atributos de las rocas “como estratos”, de la interpretación de su ambiente de formación o modo de origen y de su historia geológica”. II.- Objetivos de la Estratigrafía. Cualquier estudio estratigráfico tiene como objetivos: 1.- Establecer la sucesión de rocas que forman, en cada área, la columna estratigráfica. Para esto se debe: a) identificar cada capa o estrato mediante sus características esenciales (litología, espesor, textura, estructuras, contenido biológico, etc.). b) hacer un ordenamiento temporal de las capas en la serie estratigráfica local, gracias al análisis del contenido biológico y al de las estructuras. 2.- Subdividir y diferenciar en la columna las unidades significativas y útiles. a) Esto permite hacer una correlación entre las distintas series estratigráficas, lo que facilita la correlación estratigráfica que es el objetivo principal. 3.- Interpretación estratigráfica. a) Comprende la reconstrucción de la cuenca sedimentaria (Paleogeografía) y explica el significado de las unidades con relación a los acontecimientos de la Historia Geológica. Estos tres objetivos se pueden dividir en (Figura 1):

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FIGURA 1: Objetivos de la Estratigrafía. Tomado de VERA, 1994. 1.- Identificación de los materiales: se trata de reconocer e identificar a los diferentes tipos de materiales estratificados, mediante su litología, textura, estructuras, propiedades geofísicas y geoquímicas y a su contenido fósil. Este conjunto de propiedades es lo que se conoce como facies.

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2.- Delimitación de las Unidades Estratigráficas: identificados los materiales, se deben delimitar los volúmenes de rocas sedimentarias en función a su litología y separar unidades estratigráficas (litoestratigráficas), las que serán representables sobre mapas topográficos mediante cartografía litoestratigráfica. 3.- Ordenación relativa de las unidades (sucesiones estratigráficas): consiste en el estudio de la relación que existe entre dos unidades litoestratigráficas superpuestas, deduciendo la continuidad o discontinuidad del proceso sedimentario entre ellas. 4.- Interpretación genética de las unidades: para esto se aplica el principio del uniformismo, una vez establecida la trama de las unidades litoestratigráficas. Así se comparan los datos observados en cada unidad con los conocidos en los diferentes medios sedimentarios actuales. Con el conocimiento de la Sedimentología se pretende llegar a conocer las condiciones sedimentarias reinantes desde el inicio del depósito (materiales más antiguos) hasta la sedimentación de los más modernos, del área estudiada. 5.- Levantamiento de secciones estratigráficas: es el ordenamiento temporal de todas las unidades litoestratigráficas presentes en un área, desde la más antigua a la más moderna, estableciendo la sección estratigráfica local. Por comparación con secciones de otras localidades o áreas cercanas y mediante observaciones de la geometría de los cuerpos de rocas estratificadas se deducen, también, las relaciones laterales entre las unidades. 6.- Correlación: una vez establecidas las secciones estratigráficas de diferentes áreas, se puede comparar y establecer la equivalencia de los diferentes estratos y, por su contenido fósil o por las propiedades físicas de determinados niveles, se dibujan isocronas en las distintas secciones. Esto es lo que se llama correlación temporal o simplemente correlación. 7.- Introducción de la coordenada tiempo: Con el mayor número de datos posibles se pretende establecer la edad de los materiales. Para esto se usan los datos bioestratigráficos y, si es posible, datos radiométricos y magnetoestratigráficos. Así se delimitan las unidades bioestratigráficas, cronoestratigráficas y magnetoestratigráficas. 8.- Análisis de cuencas: es el objetivo final de cualquier trabajo estratigráfico. Pretende conocer, por una parte, la geometría y génesis de cada cuenca sedimentaria y, por otra, la localización espacial y temporal de cada una de las unidades estratigráficas que se pueden diferenciar en los materiales depositados en ella. Estos datos son la fuente de información en la que se basa la Geología Histórica. III.- Historia de la Estratigrafía. Para poder realizar los objetivos de la Estratigrafía deben considerarse ciertos principios básicos, los cuales pueden entenderse plenamente, sólo si se conoce un poco de la evolución que ha tenido el pensamiento o las distintas corrientes o teorías, relacionadas con el conocimiento y el avance de la Geología. Desde el comienzo de la historia, las culturas humanas nos transmiten una concepción del origen de la humanidad y del origen del mundo circundante. Este origen se le atribuye a uno o varios seres dotados de gran poder, que dan la existencia a lo que el hombre descubre con asombro como obra que supera con mucho sus propias capacidades de realización. La apariencia inmutable de la naturaleza a lo largo de una vida humana, durante la cual todo lo que se ve nacer es parecido a lo que lo engendró, conduce naturalmente a la concepción de un comienzo instantáneo, cuya fecha se remonta a un tiempo anterior a los más lejanos antepasados que puede evocar una memoria a menudo idealizante. La afirmación de un Dios único y universal aparece como la razón esencial del pueblo de Israel. Una afirmación semejante se manifiesta en Egipto (Akenatón) por la época en que comienza la historia de Israel. Semejante Dios no puede ser más que el único creador de todo cuanto existe, y la reflexión sobre la creación –

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sobre los orígenes- se va desarrollando entre los sabios de Israel algunos siglos después de los comienzos de aquel pueblo que empezó a existir sin más cultura que su vida nómada y la herencia de la fe en su Dios. Esta reflexión toma necesariamente de las civilizaciones circundantes la concepción de un origen por creación procedente de seres superiores, pero corrige la idea de múltiples creadores o subcreadores en competición con la afirmación exclusiva de la existencia de un único creador de todas las cosas. Esto confiere a la creación una coherencia que no le otorgan las concepciones politeístas. La afirmación de la omnipotencia del creador, cuya palabra es obedecida sin más (”Dios dijo..., y así se hizo”), tiende a reforzar la impresión de instantaneidad de la creación. A pesar de algunas antiguas evocaciones, a menudo gratuitas, sobre una posible transformación de las formas de vidas, la idea de evolución ha sido durante mucho tiempo extraña a la humanidad, ya que las concepciones sobre el origen del mundo y del hombre se refieren a “creacionismos” diversos que profesan bajo diversas formas la existencia de una creación original. Un creacionismo cristianizado es el que domina en occidente en los siglos XVIII y XIX, cuando se desarrollan las ideas transformistas. Confundido entonces con una revelación divina, cuya forma parece tan intangible como el fondo del asunto, este creacionismo fue defendido con la pasión que se emplea para salvaguardar lo más hondo y lo más precioso que tiene una persona. Y esto llevó a no pocas intolerancias. Sin embargo, los creacionistas no eran todos cristianos, como demuestra el apego con que Voltaire se aferraba a esta concepción. La evidencia de las diferencias entre las formas sucesivas que los geólogos observan en los terrenos “antediluvianos” llevó a pensar que en el curso de los tiempos se fueron sustituyendo varias creaciones. Así por Ej., d’Orbigny llega a presentar 27 creaciones consecutivas. Este creacionismo por repetición es el argumento que se opuso a los transformistas que invocaban el cambio de las faunas geológicas por transformación de las especies. Cuando las series fósiles hicieron más patente la verosimilitud de una evolución continua, así como cuando el estudio de las especies vivas mostró sus parentescos como probable resultado de antepasados comunes, el creacionismo empezó a retroceder. Sin embargo, algunos admitieron la evolución para el mundo viviente, pero reservándole al hombre una creación especial que le permitía distinguirse del mundo animal. Esta preocupación por colocar al hombre fuera del mundo animal sigue determinando todavía el apego de algunos por el creacionismo. Este creacionismo suele estar vinculado a una interpretación muy literal de los términos bíblicos (fundamentalismo). Es así como hasta finales del siglo XVII e inicios del XVIII se plantean muchas teorías que tratan de la Tierra y que se agrupan en la expresión cosmogenia. La creación de un mito científico acerca de la Tierra como un todo, fue uno de los grandes avances y se logró sólo a inicios del siglo XVIII. Las teorías que existían fueron primero Teleológicas y Antropocéntricas, para luego, por influencia de la Filosofía Mecanicista de Newton, pasar gradualmente de un planeta en decadencia a la idea de un planeta estable y organizado, que implica un equilibrio dinámico de fuerzas. Es Nicolaus Steno (Niels Stensen –danés-, 1638-1686) el primero en definir el término estrato como una unidad de tiempo de depósito limitado por superficies horizontales, con continuidad lateral. Junto con esta definición planteó algunos principios en los que se basa la estratigrafía. La primera subdivisión estratigráfica fue establecida por Antonio Lazzaro Moro (1687-1764), quien diferenció a los materiales de la superficie terrestre en las montañas de rocas masivas, no estratificadas, de las montañas más jóvenes formadas por rocas estratificadas, que pueden tener fósiles contemporáneos al depósito. Giovanni Arduino (1713-1795) hace una separación de los materiales terrestres en: Primarios (rocas no estratificadas y sin fósiles), secundarios (rocas estratificadas y con fósiles), terciarios (formados por los restos de las anteriores y al pie de las mismas) y volcánicos.

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Johann Gottlob Lehmann (1719-1767) adaptó la clasificación de Arduino a la Biblia y llamó a los materiales primarios “rocas de la Creación”. Además aplica los principios de Steno y efectúa levantamiento de las primeras sucesiones estratigráficas. Georges-Louis Leclerc, Conde de Buffon (1707-1788) conocido por establecer que la Tierra tenía una edad de 75.000 años, en base a cálculos físicos y matemáticos, fue el primer científico que admitió que la Tierra habría sufrido variaciones en la distribución de tierras y mares, a lo largo del tiempo. Como se puede apreciar, las observaciones cuidadosas y detalladas, sin generalizaciones, se inician recién en el siglo XVIII, siendo el primer aporte al establecimiento de la Geología como ciencia, la proposición de un esquema global de una teoría que explica el origen de las rocas y minerales, actualmente conocida como Teoría Neptunista, debido a la importancia que tiene en ella el agua. La Teoría Neptunista fue propuesta por Abraham Gottlob WERNER (1749-1817), quien fue profesor de la Academia de Minas de Freiburg, por 40 años. A esta teoría él la llamaba GEOGNOSIA o ciencia que trata de la tierra sólida como un conjunto y de las diferentes localizaciones de minerales y rocas de las que éste está compuesto, así como del origen de esos minerales y rocas y sus interrelaciones. En resumen, la Teoría Neptunista enunciada entre los años 1786-87, dice que: - Inicialmente la Tierra estuvo completamente cubierta por un océano primordial, que cubría incluso a las montañas más altas. Aguas profundas y turbias contenían en suspensión o solución todos los materiales que ahora forman la corteza terrestre. A medida que pasaba el tiempo, fue disponiéndose una sucesión de depósitos. Al principio eran únicamente precipitados químicos, dentro de los cuales estaban el granito y otras rocas ígneas, así como gneis y esquistos. Ellos forman el terreno primitivo o Urgebirge. - A medida que las aguas empezaron a descender, se fueron depositando formaciones rocosas, formadas en parte por precipitados químicos y en parte sedimentos mecánicos (estratos de transición o Übergangsgebirge, hoy es una sucesión del Paleozoico Superior, formada por calizas, diabasas y grauvacas. En ellos hay escasos fósiles marinos. - En un nuevo descenso del nivel del mar, se depositaron los estratos Floetz o Flötzgebirge que incluye unidades actualmente del Pérmico, Triásico, Jurásico, Cretácico Superior y Terciario, con lignito pardo y basalto, entre sedimentos mecánicos que predominan sobre los precipitados químicos y que, en partes, tienen abundantes fósiles marinos. - Recubriendo a las tierras bajas se encuentran depósitos aluviales, cuya distribución es más local. Estos terrenos de acarreo o aufgeschwemmte Gebirge, son depósitos relativamente poco consolidados, tales como conglomerados, arenas, arcillas. - Por último incluye a materiales volcánicos (lavas y tobas) y pseudovolcánicos (sílex y jaspe) en las Vulkanischegesteine. Las fuertes inclinaciones de algunas capas y la existencia de diques y filones, las explicaba a partir de precipitados químicos. La teoría Neptunísta fue reemplazada, después de muchas discusiones, por la Vulcanista/Plutonista de HUTTON. James Hutton (1726-1797) estudió medicina (profesión que nunca ejerció porque se dedicó a la agricultura e industria) y aficionado a la Geología, es considerado el “fundador de la Geología moderna”. Sin embargo en el sistema de WERNER hay algo importante, y en ello era superior al de HUTTON, tenía lito-estratigrafía, lo que era un comienzo necesario para realizar un adecuado estudio histórico de la Tierra. Esta teoría o filosofía neptunista es particularmente interesante para los geólogos, porque actualmente existen vestigios de ella en las interpretaciones estratigráficas.

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Uno de los puntos más importantes de la teoría neptunista era que en cualquier lugar, la edad de las rocas puede deducirse de su composición. Por otra parte, si bien esto ha cambiado algo con el tiempo, puesto que desde la segunda mitad del siglo XIX se inicia la Ley de la Sucesión Faunística, que dice que la edad de las rocas de cualquier lugar puede conocerse por su contenido de fósiles, la composición de las rocas hoy se utiliza como herramienta para establecer estratigráficas locales. La importancia de los fósiles en la correlación estratigráfica, fue la razón principal para que desapareciera, a partir de la segunda mitad del siglo XIX, la controversia neptunista-plutonista. Puesto que gracias a los fósiles, más que ninguna otra cosa, se pudo establecer una cronología relativa, válida, que podía establecerse en todo el mundo, labor que puso los cimiento de la geología moderna. John Playfair (1748-1819) escribe “Illustrations of the Huttonian Theory” y difunde los principios de Hutton y Charles Lyell (1797-1875) es quién desarrolla ampliamente la teoría del uniformismo como sistema del actualismo, la que se simplifica en la frase “el presente es la llave del pasado”. Es William Smith (1769-1839) el primer geólogo aplicado, puesto que realiza los primeros mapas geológicos y demuestra la continuidad de las sucesiones de formaciones geológicas en áreas relativamente grandes. En Estratigrafía (y en la Geología) su mayor contribución fue la de demostrar que cada grupo de estratos contenía un tipo de fósiles y que una formación con litologías homogéneas se puede dividir en función al contenido en fósiles, planteando las bases del principio de correlación, con el cual la geología alcanza su carácter de ciencia. Georges Cuvier (1769-1832) y Alexandre Brogniart (1770-1847) estudiaron los depósitos terciarios de la cuenca de París, aplicando el método de Smith, logrando en base a las asociaciones de fósiles, diferenciar episodios marinos y lacustres, estableciendo las bases de lo que actualmente se conoce como Bioestratigrafía. En 1913 Grabau publica el primer tratado de Estratigrafía y desde esa fecha se separa como una línea o ciencia propia, del tronco común de la Geología. En los últimos 30 años se separa de la Estratigrafía la Sedimentología, como ciencia con entidad propia. Otras divisiones de la Estratigrafía que han surgido en los últimos 20 años son: - Litoestratigrafía: que es el estudio de los cuerpos geométricos de rocas estratificadas, su geometría y su

génesis. - Bioestratigrafía: es el estudio de la distribución temporal de los fósiles en el registro estratigráfico. - Cronoestratigrafía (y Geocronología): establecimiento de la edad de las unidades estratigráficas y

establecimiento de una escala estratigráfica mundial. - Magnetoestratigrafía: establecimiento de una escala de cambios de la polaridad magnética a lo largo del

tiempo. - Quimioestratigrafía: estudio e interpretación de isótopos estables y elementos químicos (mayores, menores

y trazas) en las rocas estratificadas. - Estratigrafía secuencial: es el reconocimiento de los grandes acontecimientos que quedan reflejados en el

registro estratigráfico. - Análisis de cuencas: se preocupa de la reconstrucción de la distribución espacial y temporal de cada unidad

de rocas estratificadas dentro de una cuenca sedimentaria. IV.- Principios de la estratigrafía. Principio de la horizontalidad original y continuidad lateral de los estratos Steno (1699) Los estratos en el momento de depositarse son horizontales y paralelos a la superficie de depósito (horizontalidad original) y quedan delimitados por dos planos que muestran continuidad lateral.

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En la actualidad se sabe que hay excepciones a este principio en las que los estratos se disponen paralelos a la superficie de depósito o de depositación, pero no necesariamente son horizontales, sino que pueden tener una ligera inclinación original. La aplicación de este principio ha llevado a la idea actual que considera como isócronas a las superficies de estratificación. Principio de la superposición Steno (1669) En una sucesión de estratos, las capas más antiguas son cubiertas sucesivamente por las más recientes. Por otra parte, una capa se deposita sobre otra preexistente. Es decir los estratos de más abajo son más antiguos que los de más arriba, más modernos. Fue planteado por Steno, desarrollado por Lehmann y difundido y generalizado por Hutton. Para su uso hay que apoyarse en los criterios de polaridad vertical, puesto que también hay algunas excepciones, como por ejemplo los depósitos de sedimentos en cavidades excavadas en otros depósitos (paleocanales). Principio de la sucesión faunística Smith (fines s.XIX) Cada capa o grupo de ellas puede reconocerse por su contenido biológico, es decir, las capas que tienen los mismos fósiles son de la misma edad, aunque su litología sea diferente. Este principio es el que permite establecer las correlaciones estratigráficas y la Geología Histórica Clásica, al permitir una datación de los materiales sedimentarios. Principio del uniformismo (uniformitarismo) y actualismo Hutton (1726-1797) Si bien es cierto que James Hutton fue muy conocido por su Teoría Plutonista, que reemplazó a la teoría neptunista de Werner, su mayor aporte al desarrollo de la Geología fue el utilizar el método actualista como medio para establecer alguna forma de medir el paso del tiempo, para, finalmente, plantear la idea de tiempo indefinido. La metodología actualista había sido utilizada de manera esporádica, por geólogos que trabajaron en el siglo XVIII, tales como Buffon y M.V. Lomonosov (1711-1765) El concepto de Hutton es el de un cambio gradual mediante causas físicas, pero fueron Playfair y Charles Lyell (1797-1875) quienes ordenaron y dieron claridad a todas las observaciones que pudo reunir en apoyo a la doctrina que dice: "El presente es la clave o llave del pasado", es decir, las condiciones (leyes físicas y procesos naturales) que originaron los fenómenos geológicos antiguos prevalecen hoy en día. Esta afirmación debe aplicarse a las leyes físicas y biológicas que producen los cambios. En otras palabras el principio dice: los procesos que han tenido lugar a lo largo de la historia de la Tierra han sido uniformes (uniformismo) y semejantes a los actuales (actualismo). También se le conoce como Actualismo y como principio es contrapuesto al Catastrofismo. Principio de la simultaneidad de los eventos Los primeros antecedentes se encuentran a fines del siglo XVIII, en las teorías de Werner, quienes defendían la contemporaneidad global de las grandes catástrofes que determinan los límites de las grandes divisiones geológicas. Cuvier aplicaba este principio para explicar el origen de los yacimientos fosilíferos. Este principio ha sido emitido formalmente hace poco mas de un decenio, como consecuencia de la constatación reiterada de hechos significativos reflejados en el registro estratigráfico.

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Se basa en la doctrina del “catastrofismo actualista” (Hsü, 1983 y Vera, 1990) o del “nuevo uniformismo” (Berggren & van Couverig, 1984 y Ager, 1993). El principio consiste en aceptar que en la naturaleza ocurrieron en tiempos pasados fenómenos normales como los que vemos en la actualidad, pero además hay otros, raros y eventuales (eventos) que en su mayoría coinciden con las grandes catástrofes. Estos eventos pueden quedar reflejados en los estratos de diferentes localidades y constituyen un criterio de correlación, a veces a escala mundial. Estos eventos serían productos de cambios climáticos, cambios en el nivel del mar, cambios en el campo magnético terrestre, grandes terremotos, explosiones de volcanes, etc.). V.- Relación de la Estratigrafía con otras ciencias La estratigrafía está estrechamente relacionada a varias ciencias, tanto geológicas como no geológicas (Figura 2).

FIGURA 2: Relación de la Estratigrafía con otras ciencias y especialidades. Tomado de VERA, 1994. Existe una estrecha relación con la Sedimentología y con la Geología Histórica, de manera tal que los límites entre ellas no se pueden establecer con exactitud. La Sedimentología estudia con carácter monográfico la génesis de las rocas sedimentarias a partir de la comparación con los sedimentos actuales. La Estratigrafía necesita la información del estudio sedimentológico de cada uno de los conjuntos de rocas sedimentarias que componen una sucesión estratigráfica, cuando interpreta los procesos registrados en las rocas estratificadas. La Geología Histórica, tiene como fin la reconstrucción de la historia de la Tierra, para lo cual se fundamenta en los datos que le suministran los estudios estratigráficos en las diferentes regiones del mundo y de diferentes edades. La relación entre la Estratigrafía y la Paleontología ha dado origen a disciplinas con entidades propias, entre ambas ciencias: la Bioestratigrafía y la Paleoecología.

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Con la Petrología, que estudia las rocas, y con la Mineralogía, que se ocupa de los minerales, tiene estrecha relación con la Estratigrafía, puesto que lo que estudia son las rocas estratificadas, que están constituidas por minerales. La Estratigrafía y la Edafología, se relacionan en que la primera se preocupa del estudio de los suelos antiguos. Con la Biología existe relación a través de la Paleontología y con la Química por medio de la Quimioestratigrafía. La física y Geofísica en la Estratigrafía Secuencial, Análisis de Cuencas y Magnetoestratigrafía. La Tectónica de Placas produjo una verdadera revolución a todas las Ciencias Geológicas debido a que en ella confluyen los aportes de la Geofísica, Geología Marina, Tectónica, Petrología, Paleontología y Estratigrafía. Esto que fue una nueva forma de integrar los conocimientos constituye una nueva concepción doctrinal en la Estratigrafía, conocida como Estratigrafía de eventos, que usa conocimientos de Geofísica, Geoquímica, Astronomía, Dinámica Global, etc.

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CAPITULO II I.- Conceptos básicos. La Estratigrafía por definición es la ciencia que se ocupa del estudio e interpretación de las rocas estratificadas, por lo tanto es básico tener claro algunos conceptos, tales como estrato, capa, lamina, estratificación, laminación, etc., que son de uso constante en el trabajo estratigráfico. Estrato (stratum) Este término fue introducido por Steno en el siglo XVII, para designar a un cuerpo de roca o de sedimento, limitado por superficies horizontales, con continuidad lateral y que equivale a una unidad de tiempo de depósito. Por lo tanto, es un cuerpo generalmente tabular, de litología aproximadamente homogénea, que posee determinadas características o propiedades, las cuales permiten distinguirlo de los estratos adyacentes (Fig. 3). Hay autores que consideran al estrato como un cuerpo únicamente geométrico y otros que tienen en cuenta la génesis del material que forma el estrato. Dentro de los primeros está la definición de Campbell (1967) que dice: “un nivel de roca o sedimento que es más o menos distinguible de forma visual o física, separado de los niveles superior e inferior por superficies denominadas superficies de estratificación”. En base a la génesis del material está la definición de McKee y Weir (1953) que dice: “Estrato es un nivel simple de litología homogénea o gradacional, depositado de forma paralela a la inclinación original de la formación. Está separado de los estratos adyacentes por superficies de erosión, no sedimentación, o cambio abrupto en el carácter”. El término estrato engloba los aspectos genéticos y geométricos y es considerado como la unidad litoestratigráfica menor, a partir de la que se desarrollan las unidades de orden superior. La diferenciación con los estratos adyacentes puede deberse a planos de estratificación observables o por cambios menos perceptibles de la litología u otra propiedad.

FIGURA 3: Estrato, sus rasgos y medidas de la estratificación. Tomado de VERA, 1994.

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Las superficies de estratificación bruscas suelen ser expresiones de cambios bruscos en el régimen de la sedimentación, interrupciones sedimentarias y/o etapas de erosión. Las superficies de estratificación graduales indican cambios paulatinos. Muchas veces durante el proceso de diagénesis (cambios o alteraciones físico-químicas que ocurren después del enterramiento) se puede transformar un cambio gradual en una superficie neta. Un estrato puede consistir en numerosos horizontes más finos o láminas (layers). Los estratos se pueden diferenciar en tres tipos simples: - sin laminación interna - con laminación paralela - con laminación cruzada. La posición del estrato se logra midiendo el rumbo y el manteo o buzamiento.

Al describir una serie estratificada se debe observar su aspecto en base a la geometría de los estratos y los rasgos distintivos de las asociaciones de estratos sucesivos. Lámina Es la división de orden menor posible, reconocible en las rocas estratificadas. Dentro de ella no se pueden establecer divisiones a simple vista. Está siempre subordinada al estrato, por lo que constituye una subdivisión de él. La extensión lateral de una lámina es siempre menor que la del estrato que la contiene o a lo más y excepcionalmente igual. Los estratos lutíticos y arenosos pueden tener láminas. En los primeros se diferencian por cambios de color que implican modificaciones en el contenido de la materia orgánica Capa o lecho (bed, bank) Es la división más pequeña de una serie estratigráfica, señalada por un plano bien definido (superficie de estratificación) que la separa de las rocas adyacentes. Una capa puede incluir uno o más de un estrato. Una capa es una unidad de sedimentación que se ha depositado, esencialmente, bajo condiciones físicas constantes (Otto 1938). Representa un evento deposicional. Dunbar y Rogers (1957) definen: “una capa, es una unidad plana, limitada por diferencias en composición, textura o estructura”. Según esta definición se pueden hacer equivalentes los términos capa y estrato. La capa no abarca el aspecto genético que si posee el estrato. Las superficies que limitan los estratos se denominan superficies o planos de estratificación y se producen por una pequeña interrupción de la sedimentación o por cambios bruscos en las condiciones de depósito. Estratificación es la disposición en estratos de los sedimentos, rocas sedimentarias u otras rocas. Este término se refiere al aspecto geométrico o disposición en capas, y al genético o intervalos sucesivos de sedimentación. Laminación es la disposición sucesiva de láminas dentro de un estrato. Normalmente es considerada como una estructura de ordenamiento interno dentro de los estratos. Se distinguen dos tipos principales: - laminación paralela - laminación cruzada Existen otros tipos como ondulada, contorsionada, etc. La relación entre Lamina, Estrato y conjunto de estratos:

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Lámina Estrato ≅≅≅≅ Capa Simples Lámina (Stratum) (Bed) ............... Conjunto Conjunto de Estratos ≅≅≅≅ de Capas (Set of Strata) (Deb set) Lámina Estrato ≅≅≅≅ Capa (Stratum) (Bed) Compuesto Lámina ...............

La bioturbación que frecuentemente destruye la laminación dificulta su reconocimiento, ya que la destruye parcial o totalmente. Superficies de estratificación Las superficies de estratificación pueden ser netas o difusas (Fig. 4). - Superficies netas en algunos casos separan materiales con la misma litología, mientras en otros separan estratos de diferentes litologías. - En las superficies difusas existe una franja paralela a la superficie de estratificación en la que tiene lugar el cambio gradual entre las diferentes litologías o texturas. Es muy común la presencia de estratos con muros (superficie inferior) neta y techos difusos. La separación más simple de los tipos de superficies es: - superficies planas - superficies irregulares (muestran un marcado carácter erosivo). Basándose en la geometría de las superficies se pueden separar en: - superficies con estructuras de corrientes - superficies con pistas de organismos - superficies con estructuras de carga - superficies onduladas (Ej. ripple marks) - superficies bioturbadas - superficies nodulosas

La estratificación es el producto de la interacción compleja de las condiciones físicas, químicas y/o biológicas que regulan la sedimentación. Es una propiedad inherente a la sedimentación, por lo que casi la totalidad de las rocas sedimentarias se presentan en estratos. Las únicas excepciones son las rocas formadas por: - organismos constructores (arrecifes de corales) - morrenas glaciales (tillitas) - precipitación química masiva

Las causas se pueden resumir en: - interrupciones en la sedimentación - cambios de las condiciones de sedimentación.

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Figura 4: Tipos de superficies de estratificación que se pueden reconocer en terreno. Tomado de VERA, 1994. Las interrupciones en la sedimentación es típica de los medios episódicos, tales como las llanuras de

inundación fluvial, en los cuales hay períodos de inundación y otros sin depositación. Sin estos periodos diferentes no habría superficies de estratificación o mini discontinuidades llamadas diastemas. Los cambios en las condiciones se agrupan en dos grandes grupos: - Cambios que afectan al área fuente de los sedimentos y que influyen en la cantidad y calidad de los materiales que son transportados hasta la cuenca sedimentaria. Estos cambios se deben a:

- modificaciones en el clima - incremento en la erosión de los relieves producto de elevaciones tectónicas o por modificaciones

del nivel base del medio sedimentario. - Cambios o modificaciones internas dentro del medio sedimentario, producto de:

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- modificaciones de la energía de las corrientes que transportan a los sedimentos. - modificaciones en el quimismo del agua (produce cambios litológicos en los materiales precipitados). - modificaciones en la productividad orgánica o biológica (ocasiona cambios en el contenido orgánico de los sedimentos).

El origen de la laminación es diferente al de la estratificación. Normalmente se presenta laminación el lutitas y en areniscas, y corresponden a una serie de condiciones genéticas concretas. La laminación en lutitas se produce por cambios periódicos (a veces estacionales) de las condiciones fisicoquímicas del medio sedimentario. En algunos casos por pequeñas fluctuaciones en la cantidad y calidad de los aportes, en otros por cambios en el contenido orgánico.

En los lodos carbonatados se forman laminaciones por cambios de orden menor de la actividad orgánica (Ej. mallas de algas).

En las areniscas hay laminación por la repetición de intervalos sin depositación en los que hay concentración de materiales más gruesos en el fondo del cauce, o por corrientes de tracción bajo régimen de flujo alto. El flujo y reflujo en una playa produce la concentración de materiales pesados. La laminación cruzada se forman en relación a corrientes de tracción con un régimen de flujo más bajo y están relacionadas con la migración de los ripples de corrientes. La acción de las olas en medios subacuosos someros también da origen a laminaciones. La clasificación de los tipos geométricos de los estratos son: Si se observa cada estrato en forma individual se puede establecer una clasificación d tipos geométricos a partir de la geometría o forma del techo y del muro o base (Fig. 5).

Figura 5: Geometría de los estratos. Tomado de VERA, 1994.

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- Estratos tabulares: techo y muro son paralelos entre sí. - Estratos irregulares con muro erosivo: son de gran extensión lateral, con muro irregular y techo plano. Su espesor es variable. - Estratos acanalados: son de escasa extensión lateral y espesor muy variable. Su geometría interna es semejante a un canal. - Estratos en forma de cuña: son limitados por superficies planas no paralelas entre sí. Terminan lateralmente por pérdida de espesor. - Estratos lenticulares. son discontinuos con el muro plano y el techo convexo. Pueden ser con forma biconvexa. - Estratos ondulados: son continuos, con muro plano y techo ondulado, con estructuras de ripples de corrientes o de olas. Las asociaciones de estratos o conjuntos de estratos superpuestos basadas en criterios descriptivos son: En terreno se deben analizar los estratos en su conjunto, de esta forma se clasifica al conjunto con criterio descriptivo. Primero hay que observar el orden de los espesores de los estratos individuales dentro del conjunto de estratos sucesivos; segundo, los tipos litológicos y su distribución (Fig. 6).

FIGURA 6: Tipos de asociaciones de estratos basados en la distribución de espesores y en las litologías Presentes. Las letras a, b y c son litologías diferentes, con a como mayor granulometría y c de menor. Tomado de VERA, 1994.

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- Uniforme: estratos de espesores iguales o de valores muy cercanos a la media estadística de todos los espesores. - Aleatoria o de espesor variable: estratos de espesores diferentes en los cuales no se presenta ningún orden definido. - Estratocreciente: estratos cuyos espesores van haciéndose mayores hacia el techo. Este ordenamiento se conoce como secuencia negativa de Lombard (1956). - Estratodecreciente: caso contrario al anterior, los estratos van de mayor espesor, en la base de la secuencia, a menor en el techo. Se conoce como secuencia positiva de Lombard (1956). - En haces: espesores de estratos distribuidos por lotes de estratos uniformes. - Estratificación masiva: intervalos de rocas sedimentarias en las que no se distingue la estratificación a simple vista. Clasificación de asociaciones de estratos basados en la litología: - Homogénea: estratos sucesivos tienen la misma naturaleza. - Heterogénea: la litología cambia de manera desordenada. - Rítmica: litología se alterna ordenadamente. - Cíclica: conjunto de estratos en los que se repite un módulo de más de dos litologías. II.- Estratificación. 1.- Estratificación Es la disposición de las rocas sedimentarias en sucesivos estratos. Desde otro punto de vista, es el aspecto estructural externo de un depósito. En un estudio estratigráfico se deben considerar tres aspectos principales: a) Relaciones geométricas entre las superficies de estratificación, es decir, límites del estrato (inferior y superior): diastema, erosión, estructuras, etc. b) Variaciones en el espesor de las capas. En este sentido la estratificación puede ser uniforme, estrato-creciente, estrato-decreciente (en la vertical) o presentar convergencia o acuñamiento (lateralmente). c) Características internas de las capas. Tres factores a considerar: - diferentes litologías - estructuras internas (granoclasificación, gradación, etc.) - contenido fosilífero. También hay que tener en cuenta que existen factores genéticos que influyen en la estratificación, los que son: a) Naturaleza de los sedimentos: La estratificación debida a sedimentación por precipitación difiere de la detrítica. b) Tipo de transporte: La energía y el flujo imprimen un carácter propio a la estratificación. c) Ambiente sedimentario: Ritmicidad debida a procesos de lavado y decantación.

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2.- Tipos de estratificación. - Estratificación o laminación plana - Estratificación o laminación ondulada - Estratificación o laminación curvada Estas pueden ser a la vez paralela o no paralela (oblicua), continua o discontinua. TRANSPARENTE 1 con: tipos de laminación y estratificación según Ricci Luchi (1970) y según Campbell (1967).

- Estratificación uniforme: Si el espesor de las capas es constante. - Estratificación rítmica: Alternacia de capas de distinta litología. - Estratificación homogénea: La litología similar en todas las capas. - Estratificación masiva: Las capas no presentan estratificación y es difícil distinguir sus límites. TRANSPARENTE 2 con : figura de Alternancia, Ciclo y Ritmo. La repetición de asociaciones da lugar al concepto de ciclos sedimentarios (ciclotemas). Por definición un Ciclotema es una serie de capas depositadas durante un sólo ciclo sedimentario. El concepto se desarrolló para representar la sucesión óptima de los depósitos durante un ciclo sedimentario

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completo. Este ciclotema ideal no se ha encontrado en ninguna localidad, pero hay ciclos parciales que demuestran que los miembros ocurrirían en este orden. Los ciclotemas se presentan asociados a condiciones de banco inestable o de cuencas interiores, en las que ocurren inmersiones y emersiones marinas alternadamente. El ciclotema ideal, llamado también de tipo deltáico, tiene aproximadamente igual representación de los depósitos continentales y marinos. En la practica los ciclostemas pueden ser ciclotemas simétricos (ABCBA) (ciclos s.s.) o ciclotemas asimétricos (ABC-ABC) (ritmo). TRANSPARENTE 3: Figura con ciclo y ritmo. Un ritmo es la repetición recurrente de secuencias o de ciclos. La secuencia se considera como positiva cuando el tamaño de grano y espesor de los estratos disminuye hacia el techo y negativa si dichos aspectos aumentan a techo. Por su dimensión se pueden distinguir: - microsecuencias: milimétricas, - macrosecuencias: centímetricas a métricas y - megasecuencias : decamétricas. Los tipos de secuencias, según el tamaño de los granos son: - secuencia grano-creciente = coarsening upwards secuence (-) - secuencia grano-decreciente = fining upward secuence (+) Las asociaciones, según el espesor los estratos, pueden ser: - Asociación estrato-creciente = thickening upward association - Asociación estrato-decreciente = thinning upward association Los principales factores que causan los cambios de litofacies son: a) Subsidencia de la cuenca y su relación con la tasa de sedimentación. b) Factores climáticos que controlan el suministro de la cuenca. c) Factores medio-ambientales que regulan la distribución de los aportes. III.- Ciclo sedimentario. 1.- Definición y tipos de ciclos. Está formado por sedimentos marinos limitados por regresiones pero, como lo indica Mutti (1981), no es aplicable, salvo que existan discordancias o depósitos sedimentarios a base y a techo. En consecuencia, propone redefinirlos como "el producto de una sedimentación transgresiva-regresiva, independiente de su escala".

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Subdivisión de los ciclos TRANSPARENTE 6 Ciclo de Primer Orden: Corresponde a la definición clásica, son de escala regional, de centenares a miles de metros de espesor, con variaciones laterales y discordancias en los márgenes de cuenca. Se deben a causas tectónicas o eustáticas. (Equivalente en orden a una Unidad Cronoestratigráfica: Sistema o Serie) Ciclo de Segundo Orden: Constituidos, al menos, por la asociación de depósitos de 2 (dos) medios de sedimentación. Ej.: marino y deltáico. Pueden distinguirse en el interior de un ciclo de primer orden. Ciclo de tercer Orden: Están formados por depósitos correspondientes a un solo medio o sistema deposicional (Ej. deltáico). Se consideran como la unidad básica del análisis de facies, puesto que las asociaciones de facies relacionadas genéticamente caracterizan un sistema deposicional. Ciclo de cuarto orden: Corresponden a un subambiente deposicional (p. ej., barra de desembocadura). 2.- Secuencia deposicional Es el conjunto concordante de estratos relacionados genéticamente, limitados en su base y en el techo por discordancias de carácter regional o por las superficies conformes equivalentes (lateralmente) (Fisher & McGoven, 1967). Esta definición coincide con el término Secuencia de Sloss (1963): "Unidad litoestratigrá-fica de orden superior (del orden de un Grupo), de gran extensión, limitada por discordancias regionales". Es recomendable no usar el término secuencia para unidades de rango menor. Para estas últimas es mejor emplear el de asociación de facies. Como la secuencia deposicional está determinada por un criterio objetivo singular (relaciones físicas entre sus propios estratos), es útil para establecer modelos estratigráficos comprensibles. 3.- Relación geométrica de los estratos al interior de una secuencia. Para definir la relación entre la geometría de los estratos al interior de una secuencia deposicional y las superficies limitantes, se emplean una serie de términos, la mayoría de origen ingles. Estos términos y su significado son: - Lapout: es la terminación lateral de un estrato por su limitante deposicional original. Límite superior: - Truncación erosiva: es la terminación lateral de un estrato como resultado de ser cortado sus límites deposicionales originales. - Toplap: es el lapout al límite superior de la secuencia deposicional. Esta relación puede registrarse en clinoforms y foreset. Es el resultado de un nivel de base deposicional, es decir, es la evidencia de hiatus no deposicional durante su desarrollo puede ocurrir ligera erosión o bypassing. Límite inferior: - Baselap: es el lapout al límite inferior de una secuencia deposicional. a) Onlap: Es una relación basal (baselap) discordante en el cual un estrato inicialmente horizontal termina contra una superficie inicialmente inclinada; o un estrato inicialmente inclinado (up dip) da contra una superficie mucho más inclinada.

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b) Downlap: es una relación basal oblicua (baselap), en la que un estrato inicialmente inclinando termina hacia abajo (downdip) contra una superficie inicialmente horizontal o inclinada. Solapamiento (overlap): Son las relaciones geométricas resultantes tanto del acuñamiento como de la variación de la extensión ocupada por cada unidad sedimentaria. Solapamiento expansivo: (Onlap) hacia el borde de cuenca. Se debe al aumento de la superficie de sedimentación dando lugar a una sucesión de acuñamientos hacia el borde de la cuenca; se refleja en un avance del borde de la cuenca hacia la zona emergida. TRANSPARENTE con Figura: Diacronía de las facies; se hacen más jóvenes hacia el borde de la cuenca Solapamiento retroactivo: (Offlap) en una secuencia, conforme cada unidad sucesivamente más joven deja expuesta una porción de la unidad más antigua subyacente hacia el centro de cuenca. Es el resultado de la reducción de la superficie ocupada por las sucesivas unidades sedimentarias. TRANSPARENTE con Figura: Diacronía de las facies en sentido contrario al solapamiento expansivo. Recubrimiento (overstep): Se caracteriza por el efecto de truncación de las unidades más antiguas por otras más modernas suprayacentes (solapantes). Esta truncación se traduce en una discordancia a margen de cuenca. TRANSPARENTE con Figura: Continuidad sedimentaria al centro de cuenca y laguna en los márgenes. SECCIONES ESTRATIGRÁFICAS

Una sección estratigráfica es el orden temporal de las unidades estratigráficas y su representación gráfica. Se dibuja a escala el orden de los materiales estratificados y su levantamiento constituye la técnica de trabajo más importante en la Estratigrafía. Sección estratigráfica local es la ordenación temporal de la totalidad de los estratos o conjuntos de estratos, que afloran en una localidad, colocados en la posición originaria de depositación. El nombre se aplica también a su representación gráfica. Sección estratigráfica compuesta es el registro más completo de la historia sedimentaria de una cuenca, desde su individualización hasta el final del relleno. Está formada por los datos de las diferentes secciones estratigráficas locales de la cuenca. Registro estratigráfico es el conjunto de fenómenos geológicos, ordenados en el tiempo y deducidos a partir de la interpretación de una sección estratigráfica.

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CAPITULO III I.- Nomenclatura estratigráfica. 1.- Generalidades: A partir de la segunda mitad del siglo XVIII, se inician una serie de trabajos estratigráficos que utilizan terminologías muy diferentes, causando así una serie de confusiones en la aplicación de nombres. Por esto, en el Congreso Internacional de Bolonia (1881), se propuso uniformizar los criterios y establecer una Nomenclatura Estratigráfica, de carácter internacional. Se estableció un esquema basado en una jerarquización estratigráfica en unidades temporales, basadas en el contenido faunístico, la que se ha ido perfeccionando en congresos posteriores. Los tres parámetros principales que se tuvieron en cuenta son: - litología - fósiles - tiempo. Esto ha sido discutido por algunos autores que piensan que sólo se debe tener en cuenta al tiempo, por ser el principal fundamento de la escala estratigráfica, y a los fósiles, por ser los que dan la sucesión del tiempo y, así descartan a la litología como parámetro importante. No obstante lo anterior, es preferible trabajar con los tres parámetros y de esta forma dividir o separar a las unidades estratigráficas. En estratigrafía se utilizan numerosas divisiones de la Columna Estratigráfica, todas ellas denominadas formalmente y corresponden a categorías estratigráficas, unidades estratigráficas, bioestratigráficas, cronoestratigráficas, etc. Trabajar con ellas requiere, por un lado, saber exactamente en que consiste cada una de ellas y, por otro, es esencial que se definan claramente, tanto las unidades formales como sus límites. Sólo así se utilizarán con un mismo criterio por todos los que las empleen. El concepto de unidad estratigráfica se basa en los caracteres o atributos de la sucesión estratigráfica, estos caracteres o atributos, tal como dijimos, son: - litología - contenido fósil - edad o duración (intervalo de tiempo), etc. En general son características observables o comparables en los estratos mismos de la sucesión estratigráfica. Estas características deben referirse a un determinado intervalo de la unidad de estratos, antes de definir y denominar formalmente. Es por esto, que el estratotipo de la unidad constituye el patrón o norma de referencia única en la que se basa el concepto de la unidad. Los estratotipos tienen un papel importante en la utilización de las diferentes unidades estratigráficas. El estratotipo de unidad o el estratotipo límite, constituye la norma más estable e inequívoca para la definición de la unidad y de sus límites y es importante determinar claramente la localidad donde se encuentra o localidad tipo.

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Cualquier descripción escrita de una unidad o de sus límites, pese al valor que un escrito tiene, está sujeta a malentendidos, interpretaciones, debido a diferencias en el uso del idioma. Mayores son los problemas al transmitir verbalmente los conceptos. Cada unidad estratigráfica, bioestratigráfica, cronoestratigráfica, etc., tiene un estratotipo que exige un estudio por separado, no obstante los requisitos generales, que se aplican a todos los estratotipos son: 2.- Expresión del concepto de Estratotipo: El estratotipo debe representar adecuadamente la esencia del concepto del cual constituye el tipo o modelo. El estratotipo ideal consiste en un afloramiento completo y continuo de todos los estratos de la unidad. Desde la base hasta la cima o techo y también a lo largo de toda su expresión lateral. Lamentablemente en la naturaleza es casi imposible encontrar esto y, por lo general, hay que confiar en una sola sección, lo más completa y lo mejor expuesta posible. Es común que ni siquiera se encuentre una sección así, y en muchos casos la sección que presenta la base y el techo, está en partes cubiertas o falte uno de sus límites por encontrarse cubierto. Si esto es así, se debe recurrir a los estratotipos compuestos o a secciones suplementarias y de referencia (éstas son los paraestratotipos y los hipoestratotipos), o se debe expresar al estratotipo de unidad como un intervalo estratigráfico comprendido entre un estratotipo de límite, que designe o defina la base y otro que lo haga con el techo. En el caso de las unidades cronoestratigráficas (Ej. los pisos) es deseable que el estratotipo del límite inferior (más antiguo) de la unidad sea, al mismo tiempo el estratotipo de límite superior (más joven) de la unidad inmediatamente infrayacente, para evitar que se creen grandes problemas al estudiar otras zonas, donde se encuentren materiales correspondientes a un lapso de tiempo entre las dos. La unidad estratigráfica es un estrato o un conjunto de estratos, adyacentes, que posee o poseen características que permiten reconocerlos como un conjunto en la clasificación de sucesiones estratificadas de la Tierra, en base a alguna de las características, propiedades o atributos que tienen las rocas. Normalmente, la separación de unidades estratigráficas que se hace en base a algún atributo, no concuerda o coincide, necesariamente, con las basadas en otro. Por esto es necesario emplear términos diferentes para distinguir entre sí, a las unidades estratigráficas definidas por cada parámetro. Esto requiere también que las unidades estratigráficas sean definidas en forma clara y precisa. Estrato: El estrato geológico es una capa de roca que posee determinadas características, propiedades o atributos diagnósticos, que la distinguen de los estratos adyacentes. Una capa es un cuerpo generalmente tabular. Los estratos adyacentes pueden estar separados entre sí por planos de estratificación visibles, o por cambios menos perceptibles en la litología, mineralogía, contenido fósil, constitución química, propiedades físicas, edad o cualquier otra propiedad. Otra definición de estrato es: Estrato: Es un nivel simple de litología homogénea o gradacional, depositado de forma paralela a la inclinación original de la formación. Está separado de los estratos adyacentes por superficies de erosión, no sedimentación, o cambio abrupto en el carácter.

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2.- Unidades estratigráficas: Para designar a las Unidades estratigráficas se usa una serie de términos estratigráficos que se pueden reunir en dos grandes grupos: a) Terminología estratigráfica formal: Que se refiere a las unidades formales y que agrupa a los términos aplicados a unidades que se definen en base a esquemas de clasificación establecidos o acordados por convenio. Al igual que en la nomenclatura paleontológica hay ciertas convenciones y en la estratigrafía una unidad formal, la letra inicial del término debe ser con mayúscula: Ej. Formación La Negra. b) Terminología estratigráfica informal: Se usa al trabajar con unidades basadas en criterios que no han sido establecidos o acordados por convenios. Se aplica a unidades sólo como sustantivos comunes, sin que el término forme parte de un esquema específico de clasificación estratigráfica. Ej. formaciones de yeso, estratos de corales, zonas de plantas. ***** Para la designación de las unidades estratigráficas se está viendo en la ayudantía o laboratorio, los criterios y reglamentaciones que se deben seguir. La mejor manera de definir muchas clases de unidades estratigráficas refiriéndose a un tipo, designado en una sucesión concreta de estratos. Al igual como ocurre en Paleontología cuando se define un género o una especie, en estratigrafía se define un tipo, que recibe el nombre de estratotipo. El tipo original, o designado posteriormente, que representa a una unidad estratigráfica reconocida y denominada, o a su límite estratigráfico es el estratotipo. Un estratotipo es un intervalo determinado o un punto determinado en una sucesión concreta de estratos que constituye el modelo para definir y reconocer a determinada unidad o cierto límite estratigráfico. Tipos de estratotipos: Existen diversos tipos de estratotipos, estos son: Estratotipo (sección tipo): El tipo original o designado posteriormente, de una unidad estratigráfica o límite estratigráfico, que se identifica como un intervalo concreto en una sucesión de estratos y que constituye el patrón o modelo para definir y reconocer a la unidad o al límite estratigráfico. Estratotipo de unidad: Es la sección tipo de estratos que sirve de patrón de referencia para definir y reconocer a una unidad estratigráfica. Los límites inferior y superior de un estratotipo de unidad son sus estratotipos límites. Estratotipo límite: Es el punto concreto en una sucesión concreta de estratos que sirve de patrón o modelo para definir y reconocer un límite estratigráfico.

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Estratotipo compuesto: Es el estratotipo de unidad formado por la combinación de determinados intervalos tipo de estratos, conocidos como estratotipos componentes. Este es el caso de una unidad litoestratigráfica determinada, que no aflora completa en una sola sección. Por esto es necesario designar una sección tipo para su parte inferior, en una localidad, y otra sección tipo para su parte superior, en otra localidad. En tal caso una de las dos secciones componentes debe considerarse como holoestratotipo y la otra como paraestratotipo. Otros estratotipos compuestos son los de unidades de rangos superiores, formados por la combinaciones de los estratotipos de sus unidades constituyentes de, de rangos inferiores. Por Ej. Un grupo de formaciones (Grupo Caracoles), formado por varias formaciones, en las cuales cada una tiene su estratotipo. Si ocurre este ejemplo, en el cual las partes del estratotipo compuesto son unidades formalmente establecidas, no se requiere distinguir uno de ellos como holoestratotipo y los otros como paraestratotipos. Localidad tipo: La localidad tipo de una unidad, de un límite estratigráfico o de cualquier otro carácter estratigráfico, es la localidad geográfica concreta, donde está situado su estratotipo. En ausencia del estratotipo es la localidad donde la unidad, el límite, etc., se haya definido o denominado originalmente. Área tipo o región tipo: Es el territorio geográfico que circunda a la localidad tipo. La diferencia entre una localidad tipo o un área tipo con un estratotipo es que en el caso de las dos primeras se refiere a localidad, área o región geográfica determinada, mientras que el estratotipo es una sección o perfil estratigráfico concreto. Siguiendo con la comparación con los fósiles, además del tipo existen una serie de términos más precisos para la designación y descripción de los tipos o estratotipos, a estos se le anteponen los prefijos: holo, para, neo, lecto e hipo. Holoestratotipo: Es el estratotipo original, designado por el autor de una unidad o límite estratigráfico, al establecer dicha unidad o límite. Paraestratotipo: Es un estratotipo suplementario, empleado en la definición original, por el autor, para ayudar a precisar el significado del holoestratotipo. Lectoestratotipo: Es un estratotipo escogido posteriormente a la definición de la unidad o límite estratigráfico, generalmente se hace por no existir un estratotipo original, adecuadamente designado. Neoestratotipo: Es un estratotipo nuevo, escogido para reemplazar a uno anterior, al que se ha desechado por haber sido destruido o porque ha perdido su validez. Hipoestratotipo: Se le denomina también sección de referencia o sección de referencia auxiliar. Es un estratotipo designado para extender a otras áreas geográficas o a otras facies, el reconocimiento de una unidad o límite estratigráfico, que ha sido previamente establecido por medio de un estratotipo determinado. El Hipoestratotipo está siempre subordinado al holotipo o estratotipo original. Los holoestratotipos y paraestratotipos son tipos primarios designados originalmente. Los lectoestratotipos y neoestratotipos son tipos secundarios, considerados de referencia o auxiliares, que se designan con posterioridad y, por eso mismo, siempre son subsidiarios a un tipo primario.

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Generalmente los estratotipos primarios (holo y para) están situados dentro del área tipo. En cambio los estratotipos secundarios pueden establecerse fuera de los límites del área tipo original. Por principio no se debería alterar o enmendar los estratotipos. Sin embargo, si un estratotipo previamente establecido ha quedado destruido de manera permanente, o sí sé encuentra que no cumple con los principios estratigráficos generalmente aceptados, es posible establecer un estratotipo nuevo. Puede haber más de una sección típica, pero solo una sección tipo o estratotipo. II.- Clasificación de las Unidades Estratigráficas. Una forma de clasificar a las Unidades Estratigráficas es en dos grandes grupos , en los que se pueden establecer otras divisiones: a) Unidades definidas sobre los materiales:

a.1) Unidades Observables: a.1.1) Unidades observables en el campo: A) Unidades Litoestratigráficas

B) Unidades Bioestratigráficas a.1.2) Unidades reconocidas instrumentalmente:

C) Unidades Magnetoestratigráficas D) Unidades Quimioestratigráficas

a.2) Unidades no observables o inferenciales: E) Unidades Aloestratigráficas

b) Unidades referidas a tiempo geológico: b.1) Unidades no observables o inferenciales: F) Unidades Geocronológicas

G) Unidades Cronoestratigráficas En el Código Americano (NASC) de 1983 se definen a las Unidades Formales Definidas por su contenido y propiedades, en las que se incluyen algunas unidades observables junto a otras interpretativas, pero sin connotación de tiempo geológico. Entre ellas están: - Unidades litoestratigráficas: observables en el campo y en perfiles sísmicos. - Unidades magnetoestratigráficas: observables instrumentalmente - Unidades bioestratigráficas: observables en el campo y en sondeos. - Unidades aloestratigráficas: observables en el campo y en perfiles sísmicos. - Unidades litodémicas: observables en el campo. - Unidades edafoestratigráficas: observables en el campo. - Unidades quimioestratigráficas: observables instrumentalmente. a) Unidades definidas sobre los materiales:

a.1) Unidades Observables: a.1.1) Unidades observables en el campo:

A) Unidades Litoestratigráficas Son unidades establecidas a partir de la litología dentro de una sucesión estratigráfica. Son de carácter practico y son objetivas, puesto que se pueden utilizar en estudios de afloramientos y en sondeos. No importa si tienen o no fósiles.

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Los límites deben estar en contactos netos y claros, entre diferentes litologías, aunque, ocasionalmente pueden situarse dentro de un cambio gradual de litología. En la Guía Estratigráfica Internacional (GEI, 1980) se define como Unidad litoestratigráfica a un “conjunto de estratos que constituyen una unidad, por estar compuesto predominantemente por un cierto tipo litológico o de una combinación de tipos litológicos, o por poseer otras características litológicas importantes en común, que sirvan para agrupar los estratos”. En otras palabras, son volúmenes de materiales estratificados diferenciados por sus características litológicas o litofacies, que se pueden diferenciar de los volúmenes que le rodean. Un requisito imprescindible es que tenga un grado importante de homogeneidad, de manera que facilite su delimitación de los volúmenes superpuestos (más antiguos y más modernos) o yuxtapuestos (equivalentes en edad). Se basan exclusivamente en criterios de observación directa y no en interpretaciones genéticas. Por esto se consideran como las Unidades Estratigráficas más objetivas. Su extensión geográfica está determinada por la continuidad y extensión de sus características litológicas en base a la cual se identifica. 1.1.- Unidades Formales Se rigen por códigos o acuerdos internacionales, dentro de los cuales está el Código de Nomenclatura Estratigráfica (CNE, 1961) y la Guía Estratigráfica Internacional (GEI, 1980) y también se usa el Código Norteamericano (NASC, 1983) Formación: Es la unidad litoestratigráfica fundamental de la clasificación estratigráfica, en la jerarquía de las

unidades estratigráficas formales es de rango intermedio. Es un conjunto de rocas estratificadas que se diferencian de las unidades adyacentes por sus características litológicas. Características definitorias: - Composición litológica homogénea o sucesión litológica característica, diferenciable de las unidades adyacentes. - Cartografiable en superficie (al menos a escala = 1:25.000) o puede seguirse en el subsuelo. - Se designan por el nombre geográfico de la localidad típica o por su litología, en caso de ser ésta homogénea. Lo ideal sería designarla como: Formación, el tipo litológico y la localidad geográfica. Ej. Formación Areniscas y Calizas de Quiriquina, y no sólo Formación Quiriquina, aunque este último también es correcto. Miembro: Es una subdivisión de la Formación; puede usarse en sólo parte del área de afloramiento de la formación correspondiente. Capa: Es la categoría más elemental de la jerarquía estratigráfica formal. Es un nivel unitario, claramente identificable de los niveles superiores e inferiores, ya sea visual o físicamente. Grupo: Es la unión de dos o más formaciones continuas con rasgos litológicos comunes Ej.: Grupo Chañarcillo. Es la unidad litoestratigráfica de orden más alto Supergrupo: Es la reunión de Grupos relacionados genéticamente. 1.2.- Unidades Informales Son de uso común, pero no tienen que cumplir con las normas establecidas por la Comisión Internacional.

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- Secuencia: conjunto de dos o más capas. - Capa: Normalmente se suele usar esta denominación, aunque no se cumpla con todas las normas fijadas. Sobre todo si hay interés económico. - Zona. División menor, dentro de una capa. Además se usan algunos términos que se consideran como Unidades Paraestratigráficas. Las Unidades Paraestratigráficas son: Cuña y Lentejón: Son subdivisiones informales de una Formación. - La cuña indica que una parte de una Formación penetra en otra. - Un Lentejón corresponde a un cuerpo, equivalente a un Miembro, que queda englobado por la Formación sin comprometerse en sus límites. B) Unidades Bioestratigráficas Según la definición del GEI (1980) la Bioestratigrafía es la parte de la Estratigrafía que trata de los restos o evidencias de vida pasada en los estratos y de la organización de estos estratos en unidades basadas en su contenido fósil. Para muchos autores la Bioestratigrafía es una ciencia intermedia entre la Estratigrafía y la Paleontología, que se ocupa de la distribución de los fósiles en el registro estratigráfico y de la subdivisión de los materiales estratigráficos en Unidades Bioestratigráficas. Se establecen según características paleontológicas y se fundamentan en la presencia de los diferentes taxones. Están ligadas a parámetros de tiempo y espacio, pero se distinguen de las Unidades Cronoestratigráficas en el hecho que estas últimas son inferidas, aunque en muchos casos puedan deducirse a partir de Unidades Bioestratigráficas. La utilización de los fósiles para determinar edad se basa en el hecho que los organismos que han poblado la tierra a través del tiempo han ido cambiando de manera permanente, por lo que el tiempo geológico puede ser dividido en intervalos sucesivos caracterizados por la presencia de organismos concretos, los cuales de acuerdo con la teoría de la evolución, vivieron en un tiempo determinado y ya no vuelven a aparecer. La ordenación de todos los intervalos de tiempo reconocibles se llama “escala de tiempo geológico relativo”. Los fósiles que se usan son los Fósiles Característicos llamados también fósiles índice o fósiles guías. En las secciones estratigráficas, cada fósil aparece en un conjunto de estratos determinado, sin que esté presente ni por debajo ni por arriba de ellos. Las superficies estratigráficas que limitan la presencia de un fósil en la sección estratigráfica se llama biohorizonte u horizonte bioestratigráfico. Para cada fósil hay un biohorizonte de primera aparición (BPA), que es la superficie estratigráfica a partir de la cual aparece dicho fósil, y un biohorizonte de última presencia (BUP), que es la superficie donde desaparece o a partir de la cual no está presente. La distancia entre los dos biohorizontes puede ser variable de un fósil a otro, puesto que depende de la tasa de cambio evolutivo y de la tasa de sedimentación de los materiales que los contengan. Al transformar esta distancia en tiempo geológico será, como es lógico, más corta en los fósiles característicos o fóslies guía.

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Uno de los conceptos de mayor importancia en la bioestratigrafía es el considerar que las especies aparecen de manera simultánea (a escala de tiempo geológico) en toda la superficie de la tierra. La aparición de una especie ocurre en un punto geográfico definido y a partir de él tiende a dispersarse ocupando la máxima superficie posible. El tiempo que se necesita para esta dispersión es muy corto, por lo que a escala del tiempo geológico se puede considerar como instantáneo. Ninguna especie puede ocupar toda la superficie de la tierra, ya que existen algunas barreras ecológicas. La rotura de alguna barrera hace que la especie ocupe un área en la que anteriormente no estaba. La desaparición de una especie es un proceso complicado que se llama extinción. Las extinciones pueden dividirse en normales o masivas. La extinción normal es la desaparición paulatina de una especie, mientras que la extinción masiva es la ocasionada por catástrofes en los ecosistemas, que ocasionan la desaparición simultánea de un gran número de organismos Kauffman (1986) reconoce tres tipos de extinciones masivas: - Extinción masiva verdaderamente catastrófica se caracteriza por que desaparecen en forma brusca muchas

especies y aparecen en forma escalonada nuevas especies. - Extinción masiva gradual, aquí hay varios episodios sucesivos de extinción (EX1, EX2, EX3, Ex4, Ex5) en

medio de los cuales hay uno más brusco (EX). - Extinción masiva escalonada, en la que se reconoce un momento de inicio y un de fin del proceso, así como

de uno de máxima desaparición de ellas. TRANSPARENTE con figura: Relación entre Biozona y Cronozona Los límites de las Unidades Bioestratigráficas dependen de la extensión de la presencia de los fósiles correspondientes, mientras que en las Unidades Cronoestratigráficas sus límites son siempre isócronos. La Unidad Bioestratigráfica es la Biozona que se define como un conjunto de estratos caracterizados por su contenido de fósiles. Tipos de biozonas: Una zona bioestratigráfica o biozona puede subdividirse en subzonas y estas, a su vez, en zónulas, o agruparse en super-biozonas. Según las normativas internacionales existen cuatro tipos de biozonas

a) Biozona de conjunto b) Biozona de extensión c) Biozona de apogeo d) Biozona de intervalo

a) Biozona de conjunto o Cenozona (Assemblage zone): Es un conjunto de estratos caracterizado por la

asociación de fósiles que contienen y que los distingue de los estratos adyacentes. Los límites están dados por los puntos más externos en que aparece la asociación que los define. En otras palabras es un cuerpo de estratos cuyo contenido de fósiles, o de fósiles de cierto tipo, tomados en su totalidad, constituye un conjunto o asociación natural que lo diferencia, en cuanto a su carácter bioestratigráfico, de los estratos adyacentes. Sus límites son biohorizontes que marcan los límites de la presencia del conjunto que caracteriza a la unidad.

Este tipo de biozona se usa especialmente en la caracterización de ambientes. Se denominan por dos o más taxones característicos de la asociación. b) Biozona de extensión: Se basa en la presencia de un fósil o agrupación de fósiles, seleccionado del conjunto

total de formas fósiles. Se aplica tanto para su extensión vertical como horizontal. Es el volumen de estratos que representa la extensión total de la presencia del fósil, o asociación de fósiles, seleccionados. Se subdivide en cuatro tipos fundamentales de biozonas, de acuerdo ala manera de considerar dicha extensión, según se trate de un fósil o de varios y según se localicen los biohorizontes de los mismos con respecto a los límites de las biozonas.

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b.1) Biozona de extensión de un taxón o Acrozona o Zona de alcance (Range zone): Caracterizada por la

existencia total de un determinado taxón, tanto lateral (espacio) como vertical (tiempo). Se denomina con el nombre del taxón que la define. Se usa como base para la cronoestratigrafía. Su precisión variará según se use un género o una especie como fósil determinante.

b.2) Biozona de extensión coincidente o Acrozona concurrente (Concurrent range zone): Caracterizada

por dos o más taxones, es decir corresponde a la parte coincidente o concurrente de las zonas de extensión de dos taxones.. Los límites son el biohorizonte de primera aparición de un taxón y el de última presencia del otro taxón. Es la más utilizada como base para los trabajos cronoestratigráficos, sobre todo en el Jurásico.

b.3) Oppelzona: Es una biozona de extensión de taxones seleccionados de manera que puedan ser un buen

criterio geocronológico. Normalmente la parte inferior de la Oppelzona se caracteriza por la primera aparición de determinados taxones y la parte superior con la última presencia de otros. Los límites de una oppelzona coinciden con el de la siguiente, de manera de establecer una división del tiempo geológico.

b.4) Filozona: Es la biozona que contiene ejemplares representativos de un segmento de una línea o dirección

de evolución o desarrollo, limitada por cambios de características de la línea o dirección. Sus límites son biohorizontes de primera aparición de especies dentro de una misma línea evolutiva.

c) Biozona de apogeo o Zona culminante o de culminación, epíbole o zona de inundación (Acme zone o

Peak zone): Conjunto de estratos caracterizados por la máxima abundancia de un taxón determinado, pero no abarca toda la existencia de ese taxón. Se basa en la abundancia de alguna especie, género o familia. En otras palabras es una biozona caracterizada por el máximo cuantitativamente diferenciable en abundancia relativa de uno o más taxones. Sus límites son cuantitativos y vienen marcados por cambios bruscos de la abundancia del taxón seleccionado, es decir, están demarcados en base a un tratamiento estadístico de los ejemplares existentes. Al tiempo de duración de estas zonas se le llama hémera.

d) Biozona de intervalo: Es el conjunto de estratos delimitado por dos biohorizontes de dos organismos distintos.

El tipo más común de esta biozona es aquel en que el límite inferior es el biohorizonte de última presencia de un taxón y el límite superior es el horizonte de primera aparición de otro taxón, es decir es el intervalo en el que no está ninguno de ellos. También se puede definir como el intervalo para el conjunto de estratos limitados por dos biohorizontes de última presencia de taxones diferentes o por dos límites de primera aparición de dos taxones diferentes.

a.1.2) Unidades reconocidas instrumentalmente: C) Unidades Magnetoestratigráficas Las primeras indicaciones de que el campo magnético ha podido cambiar en el tiempo pasado se tuvieron en el primer cuarto del siglo XIX, en Italia, a partir del estudio de coladas de lavas. La propiedad de ciertas rocas de adquirir y retener una magnetización por la acción del campo magnético externo, de manera que los minerales magnéticos que ella posee quedan orientados, desde la formación de la roca, permaneciendo estable dicha orientación, aunque desaparezca o cambie el campo magnético se conoce con el nombre de Magnetismo Remanente. El estudio de la orientación de los minerales magnéticos existentes en las rocas o magnetismo remanente en materiales de diferentes edades es el Paleomagnetismo y su registro estratigráfico se desarrolla en la Magnetoestratigrafía.

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La magnetoestratigrafía pretende la obtención de una escala cronoestratigráfica (magnetocronoestratigráfica) aplicable a materiales de cualquier medio sedimentario y de cualquier latitud, que sea complementaria con la obtenida mediante fósiles (biocronoestratigráfica) Al igual que se orienta la aguja imantada de una brújula, se orientan los minerales magnéticos presentes en los sedimentos durante su depositación y en las lavas o materiales volcánicos durante su solidificación, de manera que dicha orientación nos informará la dirección del campo magnético terrestre a través del tiempo geológico. El campo magnético de la Tierra es similar a un dipolo geocéntrico cuyo eje está ligeramente desviado respecto al eje de rotación. El eje que une los dos polos magnéticos, el polo norte (polo negativo) con el polo sur (polo positivo), forma un ángulo con respecto al eje de rotación (que une los dos polos geográficos) de aproximadamente 11,5º. El campo magnético de la tierra se expresa con una serie de líneas de fuerza que van desde el polo positivo al negativo, de manera que un imán o mineral magnético que se puede mover libremente quedará orientado en el espacio, quedando situado paralelo a estas líneas, y con el polo positivo de dicho imán o mineral magnético, apuntando hacia el polo negativo del dipolo terrestre (polo norte magnético) Los minerales magnéticos más abundantes en las rocas ígneas son la magnetita (Fe3O4 o FeO-Fe2O3) y las titanomagnetitas: el rutilo (TiO2)la ulvoespinela (Fe2TiO4), en las rocas sedimentarias son minerales cercanos a la hematita (Fe2O3). También la pirrotina de las rocas ígneas básicas y la greigita. Estos últimos son sulfuros de hierro. Los minerales ferromagnéticos pierden su capacidad de ordenamiento magnético al superar el “punto Curie”, que es la temperatura a partir de la cual la agitación térmica impide su ordenamiento y el mineral se convierte en paramagnético. Magnetización remanente térmica de la roca es la orientación definitiva que toman las partículas magnéticas al enfriarse el magma y solidificar, formando la roca ígnea. Magnetización remanente detrítica es el ordenamiento de los minerales magnéticos provenientes de la erosión de las rocas ígneas o metamórficas (magnetitas y titanomagnetitas), arrastrados como partículas detríticas sólidas o minerales producto de la alteración de minerales anteriores (hematitas), que se orientan paralelamente a las líneas de fuerza magnética de la Tierra antes de su depósito y quedan inmovilizados, con dicha orientación de manera permanente. Magnetización remanente post-depositacional esla orientación adquirida con posterioridad al depósito y previa a la consolidación del sedimento. Se diferencia de la anterior en que, generalmente, las partículas que se orientan en sedimentos detríticos de acuerdo a la declinación magnética en el momento del depósito tienden a estar horizontales, y por pérdida de las aguas intersticiales, en las primeras fases de la consolidación, se inclinan. Las inversiones del campo magnético son cambios muy notables en la polaridad que implican variaciones de datos cercanos a 0º a otros cercanos a 180º. Por acuerdos internacionales, la Polaridad normal es la disposición actual de los polos magnéticos, es decir los flujos van desde el polo sur magnético hacia el polo norte magnético. Polaridad inversa es la disposición contraria, en la que los flujos se desplazan desde el polo norte magnético hacia el polo sur magnético. Se llama cron de polaridad a una zona de polaridad definida, el cual tiene una duración mínima de algunas centenas de miles de años y que con frecuencia supera el millón de años. Dentro de un cron pueden haber intervalos de orden inferior de polaridad contaria y cuya duración sea de algunas decenas de miles de años, a las que se les llama subcrones de polaridad. Las zonas de transición son etapas en las que hay intervalos de tiempo de algunos miles de años, en los que hay valores de declinación magnética en los que se pasa de valores cercanos a 0º a valores próximos a 180º, es decir hay una inversión lenta y no brusca.

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En la actualidad se dispone de una escala magnetoestratigráfica muy detallada para los últimos 160 Ma., en la que se numeran las anomalías magnéticas reconocidas en los fondos oceánicos desde la C1 (límite entre las épocas de Brunhes y Matuyama, 0,73 Ma) hasta la C34 (Campaniano inferior, 83 Ma). Entre el Santoniano-Coniaciano-Turoniano-Cenomaniano-Albiano (lapso de 29 Ma.) se inicia una nueva numeración desde M0, M1... hasta M29, que va desde el Aptiano inferior hasta el Caloviano. Existen subdivisiones de cronozonas con numeraciones como C5A, C5B, C5C, C5D y C5E (subcronozonas). D) Unidades Quimioestratigráficas Quimioestratigrafía es la rama de la Estratigrafía que estudia e interpreta la composición geoquímica de las rocas sedimentarias representadas en secciones estratigráficas. Existen un par de importantes limitaciones de la geoquímica sedimentaria que son: la poca o nula representatividad de los análisis geoquímicos de roca total (de máxima importancia en las rocas ígneas y metamórficas) y los problemas de interpretación de los datos geoquímicos al resultar muy difícil conocer la composición originaria, debido a las posibles modificaciones que han ocurrido durante los procesos diagenéticos. No obstante lo anterior, la geoquímica sedimentaria suministra dos tipos de datos: los que sirven para la interpretación genética de los materiales (útiles en Sedimentología y Petrología Sedimentaria) y los relativos a la evolución de los valores en una sección estratigráfica (que sirven para la comparación –correlación- con otras secciones estratigráficas). Esto último constituye el objetivo de la Quimioestratigrafía. En los sedimentos hay componentes mayores o mayoritarios y menores o minoritarios. Los componentes mayores son los que constituyen la mayoría del sedimento o roca sedimentaria, p. Ej.: SiO2 en rocas silíceas y CaCO3 en carbonatadas. Los minoritarios son los que están en pequeñas cantidades y existen los que su abundancia se mide en porcentaje (%) y los que están en partes por millón (ppm). Desde el punto de vista teórico, el conocimiento de la abundancia de los componentes en las diferentes rocas y su evolución a lo largo de la columna estratigráfica, suministra un posible criterio de división y de correlación entre diferentes secciones estratigráficas. En la práctica este interés disminuye ya que se limita al estudio de materiales carbonatados, especialmente pelágicos, en los que las posibles modificaciones diagenéticas han sido menores y, por lo tanto, su composición geoquímica es muy semejante a la original. En algunas secciones estratigráficas de plataformas marinas, ricos en materia orgánica y en algunas secciones de materiales salinos, los resultados han sido prometedores, debido a que permiten correlacionar intervalos muy pequeños a nivel mundial (105 – 106 Ma), como ocurre con los estadios isotópicos de materiales del cuaternario. Los datos importantes son: - Variaciones en el contenido de CaCO3, en rocas carbonatadas marinas o lacustres. - Variaciones en el contenido de materia orgánica, el que se mide mediante pirólisis y se expresa en porcentajes

en pesos. - Variaciones de elementos traza, estudio centrado en elementos traza seleccionados que permitan delimitar

conjuntos de estratos dentro de la columna. - Variación en el contenido de isótopos estables. Los nucleidos son las diversas especies atómicas

caracterizadas por sus números atómicos y másico. Los nucleidos isotópicos de un elemento químico son especies atómicas en las que el núcleo contiene el mismo número de protones, pero diferente número de neutrones. Así entre los isótopos se pueden diferenciar dos tipos: los estables y los radiactivos. Los estables permanecen con la misma estructura atómica a lo largo del tiempo y los radiactivos son los que sufren un proceso de desintegración, a partir del momento en que se forman, hasta alcanzar formas más estables. Los importantes en Quimioestratigrafía son los isótopos estables y los radiactivos son los que se usan en radiometría (edad absoluta).

Entre los isótopos estables de interés en Quimioestratigrafía se destacan: - Oxígeno (O18), aunque el oxígeno presente en la naturaleza principalmente es el O16 (99,76%) y en forma

minoritaria O17 (0,04% y O18 (0,2%), debido a su abundancia y a la diferencia de masa, la razón isotópica que se usa es O18/O16, expresada en partes por mil, con respecto a un estándar. Tiene un significado paleogeográfico y se usa en medidas de paleotemperaturas.

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- Carbono (C13), el carbono más abundante es el C12 (6 protones y 6 neutrones) con casi un 99% del total y un isótopo estable minoritario es el C13, con 6 protones y 7 neutrones es más pesado. El C14 es un isótopo radiactivo natural. La razón que se usa en Quimioestratigrafía es C13/C12.

Menos importante es: - Estroncio (Sr87), Los isótopos estables del estroncio en la naturaleza son Sr88 (82,53%), el Sr87 (7,04%), Sr86

(8,87%) y Sr85 (0,56%). La relación de interés es entre dos isótopos estables minoritarios Sr87/Sr86, que ha sido cambiante a lo largo del tiempo geológico.

- Azufre (S33), también hay cuatro isótopos en el azufre: S32 (95,02%), S33 (0,75%), S34 (4,21%) y S36 (0,02%). La razón que se usa es S34/S32, expresada en partes por mil referidas a estándar CDT. Sus valores para materiales marinos pelágicos varían a lo largo del tiempo de manera notable.

a.2) Unidades no observables o inferenciales:

E) Unidades Aloestratigráficas Son unidades estratigráficas limitadas por discontinuidades, es decir corresponde a cuerpos estratiformes cartografiables compuestos por rocas estratificadas que se definen e identifican por las discontinuidades que lo delimitan en el techo y en el muro o base. Dentro de una unidad aloestratigráfica pueden haber cambios de litofacies y de biofacies, por lo que generalmente comprenden más de una unidad litoestratigráfica y también más de una bioestratigráfica. Dentro de la cuenca las unidades aloestratigráficas son unidades genéticas, separadas por discontinuidades en los bordes de la cuenca y hacia su interior pueden pasar a superficies de continuidad correlativas. La unidad fundamental es la aloformación, y el alogrupo es la unidad de rango mayor y el alomiembro de rango menor. b) Unidades referidas a tiempo geológico:

b.1) Unidades no observables o inferenciales: F) Unidades Geocronológicas Resultan de la división del registro geológico en unidades puramente temporales (unidades de tiempo). Escala del tiempo geológico, que se mide en Ma.: - Eón Era - Período - Epoca - Edad - Biocron G) Unidades Cronoestratigráficas o Cronoestratigráficas Se refiere al material depositado durante una determinada unidad de tiempo (estratos). Sus límites son isocronos y su magnitud se mide en el tiempo que abarcan y no por el espacio de sedimentos o espesor que ocupan. - Eontema - Eratema - Sistema - Serie - Piso -Biocronozona - Eontema no es aceptada por todos los autores y no es muy utilizada.

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CAPITULO IV I.- Facies.

Aunque el término facies fue usado por STENO en la segunda mitad del siglo XVII para aludir al aspecto externo de las rocas, fue GRESSLY (1814-1864) quien en 1838 lo introduce en la nomenclatura geológica para denominar a la suma total de los aspectos litológicos y paleontológicos de una unidad estratigráfica, o sea para definir el aspecto general de las rocas o al conjunto de propiedades que las definen.

La palabra viene del latín facia (facies) y se usa tanto en singular como en plural de la misma forma: facies, en casi todos los idiomas. Para WALTHER (1893-1894) es el conjunto de características primarias de una roca sedimentaria. La intención de esta definición es considerar los aspectos ambientales. Según HAUG es el conjunto de características litológicas y paleontológicas que identifican un depósito sedimentario; y aunque sirve para definir una unidad estratigráfica no debe usarse como tal. El concepto de facies no implica una distribución espacial.

En su acepción abstracta, facies es un conjunto de propiedades (por lo tanto carece de dimensiones) que caracterizan a los materiales estratificados. En otros casos, en su acepción concreta, se usa para denominar a un volumen de materiales caracterizados por una propiedades y, por lo tanto, si tiene dimensiones.

En cualquiera de las acepciones usadas, según WALKER (1984), la definición de facies debe ser totalmente objetiva y debe basarse en los datos obtenidos en el campo al observar las rocas. En esta observación hay que tomar en cuanta los datos geométricos (espesor y forma de los estratos) y los relativos a las propias rocas (litología, textura, estructuras sedimentarias, fósiles, color, etc.), destacando aquellos que sean más representativos de su génesis.

No obstante hay autores que usan el término facies con un sentido genético, dado que el aspecto de los materiales está controlado por su génesis, por Ej. facies turbidíticas o facies pelágicas, facies fluviales, etc., para evitar introducir un término subjetivo se debe emplear el termino facies en su acepción concreta, basado en criterios objetivos, es decir en el conjunto de propiedades que definen a los materiales o a los materiales con dichas características. Por Ej. facies de calizas micríticas de 50 cm de espesor, con laminación paralela y pelecípodos y gastrópodos, es un dato objetivo, en cambio la indicación del ambiente o medio sedimentario de depositación es interpretativo. 1.1.- Facies en su acepción abstracta:

En sentido o acepción abstracta, facies de una roca es el “conjunto de características litológicas (composición, textura y estructuras sedimentarias) y paleontológicas que definen a dicha roca y permiten diferenciarla de las demás”. a) Facies descriptivas corresponden al uso dado por Gressly, es decir se refieren al aspecto externo del estrato o conjunto de estratos. Su definición debe hacerse a partir de las características observables: litología, textura, color, estructuras sedimentarias, geometría, fósiles; destacando los más útiles para una posterior interpretación genética.

Aquí se usan los términos: facies isópicas o rocas sedimentarias con facies semejantes y facies heterópicas para las diferentes.

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Se denominan facies isópicas (facies similares) a aquellas con características semejantes y que corresponden a regiones o a edades diferentes (se repiten en distintas localizaciones estratigráficas) Ej.: Facies de areniscas rojas. Las facies heterópicas (facies diferentes) tienen características diferentes. Se reemplazan lateralmente entre sí, en depósitos de la misma edad. Ej.: Facies de agua dulce, de agua salobre o marinas, de una misma región.

b) Facies con referencia cronoestratigráfica corresponde a facies descriptivas aplicables a materiales de una edad determinada. Ej. facies Keuper (arcillas y evaporitas del Triásico Superior), facies Weald (acillas del Cretácico Inferior), facies Ammonítico Rosso (calizas nodulosas con Ammonites). En todos los casos se rata de materiales de una edad similar con litofacies y biofacies muy similares, lo que permite reconocerla en áreas muy alejadas entre sí. 1.2.- Facies en su acepción concreta:

En sentido o acepción concreta, facies es un cuerpo de roca caracterizado por una combinación particular de litología, texturas, estructuras sedimentarias (físicas y biológicas), geometría, distribución de paleocorrientes, contenido fosilífero y color. este cuerpo esta delimitado por encima, por debajo y lateralmente, a partir de cambios en la combinación de sus propiedades. Esta acepción de facies se refiere a un volumen determinado de materiales y no a una idea abstracta o conjunto de propiedades. En este sentido la facies es la unidad depositacional fundamental y de menor rango.

Las escuelas anglosajonas optan por la acepción concreta y por ser las de mayor prestigio científico

se recomienda seguir esta acepción.

II.- Tipos de Facies.

Existen varios tipos de facies, dado los diferentes aspectos que se pueden observar en las rocas. así se usan términos como litofacies, biofacies y microfacies. En la actualidad existen además las electrofacies (medidas en las diagrafías) y las facies sísmicas (medidas en perfiles sísmicos). Litofacies: alude exclusivamente a los aspectos litológicos de un conjunto de estratos y correlativamente para

las condiciones físico-químicas que reinaron durante la depositación. Ej. de litofacies: facies de calizas oolíticas o facies de areniscas glauconíticas.

Biofacies: es un término complementario, puesto que alude a los aspectos paleontológicos y a las condiciones

biológicas reinantes durante la depositación. Ej. de biofacies: facies de gastrópodos o facies de radiolarios.

Resulta obvio que la suma de la litofacies y de la biofacies es simplemente la facies.

Microfacies: es un término introducido desde la Geología del petróleo, para denominar al conjunto de

características litológicas y paleontológicas observables al microscopio en láminas delgadas y, correlativamente, a las condiciones genéticas que controlaron su depositación.

Nannofacies término que se usa para designar al conjunto de características observables con microscopio

electrónico de barrido. Tectofacies: es el conjunto de materiales depositados bajo las mismas condiciones tectónicas (preorogénicas,

sinorogénicas, postorogénicas). Es un término poco usado actualmente por ser poco práctico.

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En los trabajos con descripciones de facies se usan algunas terminologías, dentro de las más comunes están:

a) Facies isótopa: los indicadores litológicos y paleontológicos de la facies proceden más o menos de un mismo

ambiente de formación. Por Ej.: Caliza coralígena. b) Facies heterótopa: los indicadores litológicos y paleontológicos provienen de diferentes sitios, ellos son en

parte isótopos y en parte alotopos. Por Ej.: Calizas de agua dulce con restos de animales límnicos y de plantas terrestres.

c) Indicadores alótopos de facies: elementos litológicos y paleontológicos de facies que provienen de

ambientes vecinos y, junto a elementos isótopos, componen una facies heterótopa. En el ejemplo de la facies heterótopa, los indicadores alótopos de facies son los restos de plantas terrestres.

Otra terminología, empleada por geólogos norteamericanos, que es poco utilizada en la actualidad, es: - Magnafacies o megafacies: (Magnus en latín = largo) representa según CASTER (1934) a cada agrupamiento litológico, representativo de un medio de depositación y se denomina con el nombre de su localidad geográfica. - Parvafacies: (Parvus en latín = corto) es cada porción de una magnafacies, comprendida entre linderos o límites identificables tiempo-estratigráfico. Corresponde a las facies heterópicas de la nomenclatura europea. TRANSPARENTE 3 con: Con figuras de Magna- y Parvafacies. Ejemplos de Magnafacies son El Jurásico marino del norte de Chile y el Titoniano - Neocomiano continental (Sedimentos rojos). Ejemplos de Parvafacies serían las divisiones que existen dentro de estas magnafacies. Litofacies: es el conjunto de características litológicas (textura y composición) que definen un depósito sedimentario. Biofacies: es el conjunto de características paleontológicas que reflejan el hábitat durante la sedimentación. El término facies, sin prefijo, se utiliza en acepciones no descriptivas, sino más bien interpretativas, o se refieren a determinadas aspectos litológicos o biológicos. Ej.: Facies de crinoideos, facies profundas, facies parálicas, facies evaporíticas, facies de corales, facies euxínicas, facies de margen orogénico, molasa, flysh, etc. Un ordenamiento de las categorías de facies puede hacerse utilizando términos como: - Subfacies: Es una subdivisión que se caracteriza por el desarrollo de algún aspecto litológico o biológico distintivo. Por Ej.: Subfacies de escombros de arrecifes dentro de una facies de arrecifes. - Intrafacies: Es una subdivisión más o menos clara dentro de una facies. Por Ej.: una Intrafacies de areniscas con pelecípodos dentro de una facies de lutitas arcillosas de pelecípodos. - Interfacies: Es una subdivisión más o menos clara entre dos facies, que puede ser isocrónica entre ambas o heterocrónica. Por Ej.: Interfacies de caliza margosa de gastrópodos entre la Facies de bancos gruesos de calizas con algas y la Facies de arcillas piríticas sin fósiles. TRANSPARENTE 3 con: Figura con Sub-, Itra- e Interfacies.

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III.- Clasificación de las Facies. Los tipos de facies y sus asociaciones son de gran utilidad en los estudios sedimentológicos y estratigráficos. Para designar el contenido de una facies se usan las características del cuerpo de roca. Caliza de esponjas, areniscas de pelecípodos, margas de trilobites, margas yesíferas multicolores o areniscas conglomerádicas rojas son contenidos de facies. Las denominaciones o nombres de las facies pueden ser diferentes, se puede utilizar nombres de características descriptivas o de alguna interpretación subjetiva. Por Ej.: - Facies de calizas margosas de ammonites: es un nombre descriptivo y objetivo de una facies. - Facies neríticas de aguas calientes: es un nombre interpretativo o subjetivo de una facies. Aunque generalmente se emplean nombres con características litológicas y paleontológicas o, mejor dicho, características paleoecológicas-paleogeográficas, no deben utilizarse nombres compuestos tales como: - Facies de calizas arenosas de corales y ostras del Terciario, o - Facies de mares tropicales de aguas poco profundas. Es común nombrar una facies en base a:

Tipo de característica o contenido Facies de 1. Características litológicas: - Areniscas conglomerádicas rojas

- Calizas margosas - Areniscas verdes (Areniscas glauconíticas) - Arcillolitas piríticas - Dolomitas-anhidritas

2. Contenido biológico (paleontológico): - Globigerinas - Crucianas - Corales-nerineas - Aptycus

3. Contenido y características litológicas y biológicas:

- Calizas de algas - Calizas rojas de ammonites - (Ammonitico-rosso-Facies) - Pizarras bituminosas de graptolites

4. Localidades geográficas: - Quiriquina-Facies - Bayerische-Facies

5. Nombres históricos: - Old Red-Facies - Keuper-Facies - Flysh-Facies

Las denominaciones más usadas en la actualidad son 1., 2. y 3.

Por lo general son las facies más abundantes las que se emplean o usan más. Estas corresponden a: - Facies detríticas fluviales:

Donde se usa la clasificación de MIALL (1980) TRANSPARENTE con Clasificación de las Facies fluviales según MIALL (1978).

MIALL (1978) propuso una clasificación de estas facies que ha sido ampliamente usada. Se basa en el tamaño del grano, diferenciando ruditas (G), de areniscas (S) y de lutitas (F), y dentro de ellas hace una

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subclasificación en base al tipo de estratificación, estructuras sedimentarias y texturas, que responden a características genéticas concretas en los medios fluviales. - Facies detríticas turbidíticas,

Los autores más empleados son MUTTI & RICCI-LUCCHI (1972), WALKER (1980) y PICKERING y otros (1986 y 1989). GHIBAUDO (1992) recoge ideas de todos ellos y hace la siguiente clasificación:

TRANSPARENTE con Clasificación de las facies detríticas turbidíticas de GHIBAUDO (1992). - Facies carbonatadas Aunque no existe una clasificación de uso general en las facies carbonatadas, los trabajos más usados son los de WILSON (1975) que se basa en ideas de FLÜGEL (1972) y que luego es complementada por FLÜGUEL (1982). IV.- Asociaciones de Facies. 4.1.- Litotopo, Litosoma, Asociaciones de facies y cambios de facies. No obstante algunos autores consideran términos análogos a Litotopo y Biotopo el de Litofacies (Facies de Rocas, Petrofacies o Fisiofacies) y Biofacies (Facies Paleontológicas), es necesario establecer la diferencia entre medio sedimentario y facies. TRANSPARENTE 3: Bloque diagrama 2, con Facies A y Facies B. En un medio sedimentario puede haber diversas facies, si bien sus límites se ponen de manifiesto por cambio de facies. Litotopo: área de sedimentación uniforme dentro de un medio sedimentario. Es la expresión aréal de una facies (diferencia áreas con distinta litología). Litosoma: Cuerpo tridimensional de litología uniforme. Es la representación espacial de una facies. TRANSPARENTE 2 con: Bloque diagrama 1, con superficie isocrona, unidad 1 y unidad 2.

Para efectuar una caracterización de los ambientes de formación de las rocas sedimentarias, el estudio de los cambios de facies y el establecimiento de las asociaciones de facies es la herramienta fundamental.

Una Asociación de facies es la distribución ordenada de varias facies elementales, genéticamente relacionadas. Cualquier asociación de facies debe cumplir dos condiciones:

1. Que se trate de facies que se encuentren juntas 2. Que estén genéticamente (ambientalmente) relacionadas entre sí.

Las asociaciones de facies se reconocen a partir de su expresión vertical en las secciones

estratigráficas detalladas. Estas asociaciones de facies se denominan secuencia de facies o secuencia elemental.

Una secuencia elemental o secuencia de facies está formada por dos o más facies genéticamente relacionadas que se repiten periódicamente. Ellas permiten la reconstrucción de la historia sedimentaria.

Toda facies determinada tiene límites que están definidos en el espacio (arealmente) y en el tiempo (cronoestratigráficamente).

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Arealmente los límites de una litofacies son los límites del litotopo y los límites de las biofacies son los del biotopo. Sus dimensiones son muy variables y están reguladas por la superficie que ocupó el sector del medio sedimentario, con características homogéneas, en el que tuvo lugar el depósito.

Su relación con el tiempo está dada por la posición respecto a líneas de igual tiempo o isócronas. Normalmente las isócronas están representadas en los estratos por las propias superficies de depositación. Según la posición de los cambios de facies estos pueden ser: a) cambios laterales de facies: ocurren entre dos facies comprendidas entre dos isócronas y por lo tanto son coetáneas o de la misma edad. b) cambios verticales de facies: separan a dos facies depositadas en intervalos de tiempo sucesivos y en las que su límite es una superficie de depositación. c) cambios oblicuos de facies: son aquellos en los que tienen lugar, simultáneamente cambios de facies laterales y verticales, de manera que hay una banda que en su conjunto es oblicua a las líneas isócronas. Son bastante frecuentes. Todos estos cambios pueden ser graduales o bruscos. 4.2.- Ley o regla de WALTHER. Ley de correlación de las facies (Johannes WALTHER 1893)

WALTHER (1893-94) plantea el concepto de polaridad sedimentaria en las asociaciones de facies en las que no medien discontinuidades estratigráficas y para materiales dentro de una misma región y genéticamente relacionados. Dentro de un ciclo sedimentario dado, la misma sucesión de facies que ocurre lateralmente está también presente en sucesión vertical. En otras palabras:

Las facies que se encuentran superpuestas se encuentran también yuxtapuestas con la misma ordenación. Este principio es aplicable en la medida que las sucesiones no presenten rupturas importantes, puesto que una superficie de erosión puede significar la desaparición de una o más facies, que sí se registran lateralmente. También debe tomarse siempre en cuenta su fundamento uniformitarista, por lo cual cabe destacarse que los medios sedimentarios no se distribuyen de forma homogénea en la horizontal (la distribución de las áreas de sedimentación activa, de no deposición y de erosión). FIGURAS DE LEY DE WALTHER (7.3 y 7.4) La relación tridimencional de las facies es la asociación de facies y la expresión vertical de la misma es la secuencia de facies. 4.3.- Secuencia de facies. En los medios sedimentarios se podrán dar tres tipos de secuencias de facies: FIG: 7.4. a) secuencia estacionaria: ocurre muy raramente en la naturaleza, puesto que los límites entre los diferentes litotopos permanecen en una misma posición. Para que esto suceda en cada intervalo de tiempo el volumen de los

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aportes debe ser igual al de la acomodación (volumen de hueco dejado por la subida relativa del nivel del mar capaz de recibir sedimentos). Lo frecuente es que los aportes sean mayores o menores que la acomodación. Si los aportes son mayores la secuencia es: b) secuencia grano creciente o negativa: los litotopos más proximales tienden a desplazarse hacia el interior de la cuenca y a colocarse sobre los más distales (Regresión). Si los aportes son menores o que la acomodación sea mayor, la secuencia es: c) secuencia granodecreciente o positiva: los litotopos más distales se colocan sobre los más proximales (Transgresión). El estudio específico de las secuencias, en el que se incluye su reconocimiento, su distribución vertical y su interpretación, se denomina análisis secuencial. Serie estratigráfica es la sucesión de materiales estratificados característicos de un determinado intervalo de tiempo y para una región determinada. La representación de una serie recibe el nombre de sección, serie o columna estratigráfica o corte estratigráfico. TRANSPARENTE 5 con: a) Corte estratigráfico normal b) Corte estratigráfico colgado c) Sección estratigráfica o perfil d) Columna estratigráfica Análisis secuencial (LOMBARD, 1956), consiste en definir la serie virtual, que es el orden teórico o ideal con que tienden a aparecer las sucesivas unidades litológicas, frente a la serie real o sucesión concreta que aparece en el campo. La serie virtual de LOMBARD (1956) comienza por sedimentos detríticos gruesos para pasar a más finos y a carbonatos y evaporitas. TRANSPARENTE 5 con: serie de Lombard 1 = conglomerado grueso 2 = conglomerado fino 3 = arenisca 4 = arenisca margosa 5 = marga arenosa 6 = caliza margosa-arenosa 7 = marga 8 = caliza margosa 9 = caliza

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NOCION DE FACIES FACIES a) Con respecto a las características de la roca (Aspectos descriptivos de su composición): la facies es isótopa o heterótopa, así como isópica o heterópica. Litofacies Biofacies + Mocro-litofacies Microfacies +Micro-Biofacies + facies geoquímicas (es decir, geoquímica de los sedimentos) +"Tectofacies" (es decir, influencia de la tectónica sinsedimentaria) Alimentacion-facies Precipitación-facies b) Con respecto a la dimensión de la roca (Aspectos descriptivos del ambiente o medio): los límites de facies son isocronos o diacronos. Clasificación en Magnafacies heterocrona (Facies de largo tiempo), la que puede respectivamente dividirse en Parvafacies (Facies cortas en el tiempo). Otras divisiones: Macrofacies comprende varias facies, Intra-, Inter- y/o Subfacies son divisiones de facies y/o están entre facies. En a) y b) se basa la interpretación de facies de un cuerpo de roca (ambiente de formación o condiciones de formación), la que con respecto a su facies de formación representa el contenido de la facies El contenido de la facies puede ser al mismo tiempo un contenido litoestratigráfico o ser considerado como tal. Concepto operativo de facies Las facies operativas se definen sobre la base de variaciones laterales en los aspectos de una determinada unidad estratigráfica. - Ocupan áreas mutuamente exclusivas limitadas arbitraria o cuantitativamente. - Una sola facies puede comprender uno o varios litosomos y biosomos. Las facies de una unidad estratigráfica dada ocupan todo el espesor de la unidad. - La distribución de las facies puede representarse idealmente en un mapa.

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CAPITULO V I.- Sedimentación y Tectónica. La reconstrucción de una cuenca con sus diferentes etapas evolutivas es el objetivo final de la Sedimentología. Esta reconstrucción no puede hacerse, sin tener en cuenta que la evolución tectónica del área es una de las causas inmediatas que controlan a los procesos sedimentarios y, por lo tanto, a las facies sedimentarias. El estudio integrado de las cuencas sedimentarias, realizado a partir de los rasgos estratigráficos de los materiales que las rellenan se llama Análisis de Cuencas. Dentro del análisis de cuencas uno de los aspectos más importantes es la relación que existe entre la tectónica y la Sedimentación, debido a que en gran medida la geometría de la cuenca está condicionada por los rasgos tectónicos del área. El estudio de las cuencas sedimentarias activas e inactivas que presentan un escaso grado de deformación es la base del análisis de las cuencas antiguas en las que se realiza una reconstrucción palinspástica, donde se expresa la posición original relativa de cada una de las unidades paleogeográficas que la constituyen. El estudio de las cuencas sin deformación permite observar: - la geometría de las unidades litoestratigráficas, - la distribución de las facies y - la relación con los factores tectónicos locales y regionales. Es necesario conocer las pautas esenciales de la evolución de la corteza terrestre bajo los principios de la Tectónica Global, puesto que es necesario disponer de modelos de los diferentes tipos de cuencas o llegar a elaborarlos. La Teoría de la Tectónica Global se elaboró entre los años 1960 y 1970, y es uno de los hechos más transcendentes dentro de la historia de la geología, debido a que integra a muchos procesos geológicos, dentro de los cuales se encuentra la interpretación de las interrelaciones entre la Tectónica y la Sedimentación. La Teoría de la Tectónica Global fue el fruto de la integración de un conjunto de investigaciones de muchas de las disciplinas de la Geología, tales como la Geofísica, la Oceanografía, la Magnetoestratigrafía, la Tectónica, la Estratigrafía y la Petrología. Los principales autores dentro de esta teoría son: DIETZ (1961), VINE & MATHEWS (1963), VINE (1966), WILSON (1966 y 1968), LE PICHON (1968), DEWEY & BIRD (1970), CONDIE (1989) y KEAREY & VINE (1990). El concepto más interesante que introduce la teoría es el de PLACA, razón por la cual se le conoce también como Teoría de Placas. Las placas son los diferentes casquetes esféricos rígidos en los que se puede dividir la litosfera. Los límites son áreas donde hay crecimiento cortical o dorsales oceánicas activas y las áreas donde hay desaparición de la litosfera o zonas de subducción. Un tercer límite de placas es el que corresponde a las fallas transformantes. Es importante cuando se trabaja con las placas y sus límites referirse a un momento determinado, debido a que los movimientos de acreción cortical en una placa y los de pérdida cortical pueden presentar tasas variables:

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- en el tiempo el tamaño de las placas tiende a aumentar esto significa que la acreción es mayor que la desaparición.

- si el tamaño tiende a disminuir la desaparición es mayor que la acreción. Dentro de las placas hay de diferentes tipos: - Sólo de corteza oceánica: Nazca, Filipinas y Pacífica - Placas con continentes y océanos: Americana, Africana, índica y Eurasiática Además de variar la composición también varía el tamaño, las más grandes son las placas Americana y Eurasiática, y las pequeñas como la de Juan de Fuca y Gorda. La tasa de movimiento horizontal es también muy variable, con valores entre los 2 y 18 cm/año. Estos valores no sólo varían de una placa a otra, sino que también dentro de una misma placa. El promedio de desplazamiento de los fondos oceánicos es de unos 10 cm/año, mientras que la tasa de sedimentación es del orden de 1 mm cada mil años. Según estos datos un cuadrante de la tierra (10.000 km) sería recorrido por este desplazamiento lateral de 10 cm/año en 100 Ma. Por esto no existen bajo los fondos oceánicos actuales cortezas oceánicas con más de 160 Ma. Los promedios más altos de la tasa de sedimentación se encuentran en zonas cercanas a la costa, por lo que más de la mitad de los sedimentos se acumulan en los bordes de los continentes o en los márgenes continentales. Los márgenes continentales y la reconstrucción de las diferentes fases de su evolución, conocida como el Ciclo de WILSON, es uno de los avances más notables del conocimiento sobre la génesis de las cuencas sedimentarias a partir de la emisión de la Teoría de la Tectónica Global. Existen dos tipos de márgenes continentales, de acuerdo a su posición con respecto al borde de las placas, a la morfología del fondo marino, a la estructura interna y al carácter divergente o convergente de los mismos: - márgenes continentales pasivos o estables - márgenes continentales activos Los márgenes continentales pasivos o estables Se encuentran dentro de una misma placa, de manera que el límite de la corteza oceánica con la corteza continental es por yuxtaposición. Se caracterizan por tener a partir de la costa, una plataforma relativamente ancha (70 a 80 km como promedio), después tienen un talud con una pendiente de 4º a 5º y luego el glacis continental o continental rise, que es un área muy extensa de pendiente muy suave hacia el interior del océano y que alcanza profundidades de 4.000 a 5.000 m, donde da paso a las llanuras oceánicas. Como la morfología del fondo es la que presenta la mayoría de los márgenes del Atlántico, por lo que también recibe el nombre de Márgenes tipo Atlántico. La corteza continental del margen pasivo sufre un progresivo adelgazamiento debido a que está sometida a extensión también progresiva. Es decir tiene una dinámica extensiva, por lo que, además, se les llama márgenes divergentes. Los márgenes continentales activos En ellos la corteza oceánica se hunde por debajo de la corteza continental, es decir, tienen un límite de placas.

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Morfológicamente son como la mayoría de los márgenes actuales del Pacífico, por lo que reciben el nombre, también de márgenes tipo Pacífico. Su mayor diferencia con los márgenes pasivos es que en lugar de glacis continental, tienen una fosa marginal de unos 70 a 100 km de ancho, de gran longitud (varios cientos de km) y de gran profundidad (hasta 11 km). La dinámica que presentan es compresiva por lo que hay un acortamiento cortical, por esto se les llama además, márgenes convergentes. Antes de la Tectónica Global y aún hoy en día, las regiones de la Tierra que se separaban en función de su comportamiento tectónico, que controla la existencia de erosión o de depositación, se llaman dominios tectoestratigráficos, y es un concepto más amplio que el de cuenca estratigráfica puesto que la cuenca sólo es un área de depositación, en cambio el dominio también incluye las regiones sin depositación. Los dominios tectoestratigráficos se diferenciaban en estables e inestables. - Los estables incluían áreas continentales estables como escudos y cratones, en los que hay denudación

continental es decir la erosión es superior a la depositación. También se incluían aquí a las áreas oceánicas poco subsidentes y con escasa depositación. Esto último fue desechado al comprobarse la expansión oceánica.

- Los dominios inestables se ubican principalmente, en los bordes de los continentes y corresponden a los antiguos Geosinclinales o actuales márgenes continentales, y minoritariamente, en el interior de los continentes (áreas continentales subsidentes) o, incluso en los, océanos.

En la geología uno de los conceptos que dominó por mucho tiempo fue el de GEOSINCLINAL, que fue introducido a mediados del siglo XIX. En la actualidad se discute si es un concepto obsoleto o debe mantenerse con reconsideraciones. Un GEOSINCLINAL es un gran surco subsidente de geometría prismática, que hay en la superficie de la Tierra, en el cual se depositó un gran volumen de sedimentos. Estos surcos pueden sufrir intensas deformaciones y haber pasado a formar cadenas montañosas. El concepto y modelo del geosinclinal es esencialmente fijista, pero al reconsiderarlo bajo la Teoría de Placas se puede decir que el geosinclinal en su etapa de sedimentación corresponde a fases de márgenes continentales pasivos y activos del ciclo de Wilson y que la deformación que sufren cuando se forman las cadenas intracontinentales, ocurrió en la etapa de colisión. En otras palabras un geosinclinal es una franja alargada móvil que incluye masas de sedimentos deformados de miles de metros de esopesor y miles de kilómetros de longitud, que pueden tener cuencas locales separadas por elevaciones estructurales. Un Geosinclinal estaba dividido en miogeosinclinal y eugeosinclinal que corresponden a: - miogeosinclinal: área más cercana al continente o adyacente a la plataforma. En ellos se deposita sedimentación

preorogénica: marina de aguas someras y continental, similar a la de la plataforma, con abundantes fósiles marinos, casi sin vulcanismo. Su orogenia consiste en pliegues y corrimientos con poco o nada de metamorfismo y la erosión postorogénica es de depósitos menores sobres bloques hundidos.

- eugeosinclinal área más cercana al océano o más afuera de la plataforma. La sedimentación preorogénica es de

sedimentos volcánicos, coladas de lava localmente dominantes, mucha depositación marina de aguas profundas con escasos fósiles. La orogenia tiene pliegues y corrimientos anteriores a los del miogeosinclinal, metamorfismo más pronunciado, emplazamiento de batolitos granodioríticos o graníticos. Los acontecimientos postorogénicos son complicados pues hay vulcanismo y depositación sobre llanuras costeras y en los bloques hundidos.

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En los eugeosinclinales el volcanismo era básico a ultrabásico, con ofiolitas, por esto en Chile que hay volcanismo de tipo intermedio se decía que había un geoliminar con un mio- y un eugeoliminar. Dentro de los grandes avances en el estudio de la formación y evolución de las cuencas sedimentarias, se encuentra el modelo de construcción y evolución de los márgenes continentales de WILSON (1965 y 1968) cuya idea básica es: “Los márgenes se inician, evolucionan y se destruyen, pasando sucesivamente por fases de extensión, subducción y colisión.” II.- Subsidencia y Sedimentación. Subsidencia es el hundimiento de una cuenca sedimentaria simultaneamente a la depositación, es un proceso tectónico que ocurre durante un largo período de tiempo. La tasa de subsidencia es el hundimiento medio de una cuenca durante un intervalo de tiempo, los valores puntuales del hundimiento se denominan velocidad de subsidencia. La tasa se calcula a partir de: - potencia o espesor de los materiales que corresponden al intervalo estratigráfico. - diferencias batimétricas entre el inicio y el final de la sedimentación, correspondiente al mismo intervalo estratigráfico. - tiempo al que equivale el intervalo, expresado en años. En 1917 BARRELL establece el concepto de nivel de base, que define como: "la superficie ideal, que se puede establecer en cualquier medio sedimentario o en parte de él, en el cual se alcanza un equilibrio". Es decir, no hay ni sedimentación ni erosión. - Si en un medio hay depositación, quiere decir que su nivel está por debajo del nivel base; por el contrario, - Si hay erosión, el nivel del medio está por encima del nivel base. Sin subsidencia habría muy poca depositación de sedimentos, puesto que una vez que se erosionan por completo los relieves expuestos, y sus detritos rellenan las depresiones, la superficie de la tierra quedaría a una misma cota, haciéndose imposible el transporte de materiales. Desde esta superficie se elevarían solamente los conos de los volcanes. Si así fuera, el espesor de las placas litosféricas sería tres (3) o cuatro (4) veces mayor que el espesor actual y no sería posible el proceso de subducción y los movimientos divergentes, ni la formación de océanos y cadenas plegadas. 2.1- Mecanismos de subsidencia: Entre los años 1968 y 1970 surge la Teoría de la Tectónica Global o Tectónica de Placas, que propone un modelo coherente para explicar la evolución tectónica de la corteza terrestre y, ligada con ella, una explicación a la localización de las cuencas sedimentarias, en el espacio y en el tiempo. En forma muy breve, la teoría establece que la litosfera está segmentada en placas o losas más o menos rígidas, con espesores que varían entre los 10 y 150 km. Estas placas se desplazan desde las zonas de acreción magmática y desaparecen por consunción en las fosas oceánicas, donde se hunden a lo largo de la zona de Benioff. Siete son los principales mecanismos propuestos para explicar la subsidencia: - Elevación de la corteza por dilatación causada por un flujo anómalo de calor, seguido de erosión del relieve creado y creación de una cuenca, por la contracción que se produce al cesar el flujo térmico (TRANSPARENTE con Fig. 1.A.).

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No obstante la dilatación y contracción de la corteza está compensada, tiene el problema que para conseguir el equilibrio isostático en la fase intermedia, como único proceso responsable, sería necesaria la erosión de unos 15 km de corteza, lo que es poco plausible. Por otra parte, durante las etapas de flujo calórico intenso en áreas pequeñas de la corteza, la expansión puede producir roturas de amplias áreas circundantes, que no pueden reaccionar en forma elástica al aumento de volumen. - Intrusión de material básico o ultrabásico en los niveles inferiores de la corteza y su posterior reajuste isostático (TRANSPARENTE con Fig. 1.B). Este mecanismo sólo está documentado en algunos logotipos ultrabásicos y la subsidencia que provoca es muy inferior a las acumulaciones de sedimentos medidas en la mayoría de las cuencas. - Cambios de fase en la corteza inferior, al cambiar las rocas por metamorfismo, de facies de eclogitas a granulitas o por transición de gabros metaestables a ecoglitas estables (TRANSPARENTE con Fig. 1.C). Esto se ha comprobado como teoría plausible, sólo en la cuenca de Michigan. - Ajuste isostático de un graben. Al hundirse un bloque ligero, por separación de los dos vecinos, la falta de masa es compensada por el aporte de sedimentos (TRANSPARENTE con Fig. 1.D). La evidencia geofísica ha demostrado que no existe una cuña de material ligero hundiéndose en el manto más denso, bajo el graben. Esto es imposible isostáticamente y, por el contrario, hay rocas de mayor densidad a poca profundidad bajo una corteza continental fracturada y adelgazada. - Fracturación y extensión de placas continentales por liberación de esfuerzos existentes en su interior (TRANSPARENTE con Fig. 1.E.). Las diversas variantes de este modelo se ajustan a los datos observados en rifts continentales y márgenes oceánicos. - Estiramiento ("necking") de la corteza, lo que supone un comportamiento viscoelástico o plástico de la parte inferior, al menos (TRANSPARENTE con Fig. 1.F.). Explica la formación de rifts continentales y márgenes oceánicos. Se combina con flujo térmico. Comparte muchas características con la teoría anterior. - Respuesta elástica a la carga de sedimentos o cabalgamientos (TRANSPARENTE con Fig. 1.G). Explica correctamente la presencia de cuencas asimétricas al frente de cadenas plegadas (cuencas de antepaís o "Foreland Basins") y la acumulación de sedimentos en los márgenes oceánicos. 2.2.- Procesos fundamentales de subsidencia o alzamiento. De todo esto, tenemos que hay tres procesos o causas fundamentales de subsidencia y o alzamiento, resultantes de la interacción de placas, los que son: - extensión de la corteza por tensión. - contracción térmica causada por el enfriamiento de la corteza y del manto; y - deformación flexible o elástica por carga.

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Estos tres procesos actúan conjuntamente en cualquier cuenca. La importancia en la subsidencia de cada uno de ellos va a variar, así como sus efectos en el tiempo. Para que se complementen se necesitan períodos muy variables, que pueden ser de unos pocos miles o algunos millones de años, en el primero, a varias decenas de millones de años, en los dos últimos. 2.2.1. Extensión por tensión: La primera etapa o subsidencia inicial se debe a ajustes isostáticos de las capas de diferente densidad que forman el manto superior y la corteza terrestre. Es decir hay una extensión de la corteza y la formación de grabens. Esto se puede explicar con dos modelos que son bastante similares, pero que se diferencian en: a) El primero de ellos tiene una fuente magmática activa bajo la zona de extensión y ésta es la que provoca el proceso de dilatación por calentamiento. Este mecanismo supone que en algunos puntos de la corteza hay un flujo térmico anormal ("hot-spot"), que provoca una disminución de la densidad litosférica y un levantamiento regional o elevación de la corteza por pérdida de densidad, seguida de un hundimiento de la parte más elevada del domo. Aquí se produce un extenso vulcanismo previo, fruto de la acción de un punto caliente del manto, seguida de una elevación y estiramiento de la corteza, con una fracturación radial y finalmente el hundimiento (TRANSPARENTE con Fig. 3). La evolución de la depresión de Afar en Etiopía y el graben del Rhin son ejemplos de este mecanismo. Este mecanismo explica mecánicamente, con facilidad, la iniciación del "rifting", puesto que la expansión elástica de la corteza tiene un límite y cuando éste se sobrepasa se produce la ruptura frágil y la formación de grabens radiales, cuya edad variará haciéndose más jóvenes al alejarse del foco caliente. Este mismo mecanismo es explicado de forma algo diferente por algunos autores, quienes dicen que una pluma ("hot spot") ascendente de material ligero y caliente que atraviese un área de la corteza, con gradiente vertical de viscosidades divergirá lateralmente al alcanzar la de menor viscosidad, como en la astenósfera y la corteza inferior, formándose una "seta" con movimiento horizontal asociada al ascenso general. Este esfuerzo tangencial crearía la tensión necesaria para el rifting inicial (TRANSPARENTE con Fig. 2b). - mientras que en la segunda, la causa es una acomodación de esfuerzos tectónicos, y los procesos magmáticos son posteriores, es decir, supone que las tensiones en el interior de la placa cortical pueden provocar unas fracturas lineales tensionales que se propagan lateralmente, estirando y adelgazando a la corteza, lo que produce un ascenso pasivo del manto inferior, plástico, que ocupa el espacio vacío que queda. Aquí se supone que las tensiones acumuladas en el interior de una placa, por movimientos diferenciales de sus bordes, se pueden liberar como una zona de fracturas lineales de distensión, que estiran la corteza (TRANSPARENTE con Fig. 4). El espacio creado se rellena por la astenosfera plástica, caliente, que asciende pasivamente. Hay tres posibles variaciones de este mecanismo según BEAUMONT y otros (1982b): - la extensión simple de la corteza (uniforme) Fig. 4a, - la extensión simple de la corteza (uniforme), acompañada de la intrusión de diques producidos por la segregación de la astenosfera, que queda empobrecida en volátiles Fig. 4b, y - la extensión variable con la profundidad, mayor en superficie y menor en profundidad Fig. 4c. Tanto la extensión simple de la corteza, como la extensión simple de la corteza acompañada de la intrusión (2 primeros casos), dan como resultado una subsidencia simple, después de la formación de un graben. La extensión variable con la profundidad predice una elevación isostática temporal de los bordes del graben, por el ajuste isostático del exceso de corteza densa que se encuentra bajo ella. Los problemas de espacio,

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producto del estiramiento desigual, se pueden resolver mediante la efusión de rocas volcánicas procedentes de los niveles inferiores de la corteza. Según BEAUMONT y otros (1982b) el estiramiento se produce en un corto espacio de tiempo, por ejemplo, con una expansión de 2 cm/año, se crea un rift de 100 km de ancho en unos 5 Ma., y la subsidencia inicial, antes de la depositación de sedimentos es de aproximadamente 2,5 km. Esta cifra es aproximadamente igual a la profundidad media de las dorsales meso-oceánicas actuales, por lo que estos modelos predicen con precisión, también, el comienzo y mantenimiento de la fuente de la corteza oceánica, si el proceso de estiramiento continúa. En todos los casos considerados, la extensión por tensión es muy rápida desde el punto de vista geológico, por lo que la astenósfera asciende conservando su temperatura y disminuyendo su presión, en un fenómeno adiabático que provoca la fusión parcial de la fracción más volátil (basáltica), cuando la corteza se adelgaza a unos 75 km y el coeficiente de extensión es de 1,63 (KEEN, 1987). Si este material fundido migra, la subsidencia del área será mayor a la que se produce si el material permanece in situ, debido a la diferencia de las densidades entre el basalto fundido sólido y los reajustes isostáticos consiguientes. La extensión de la corteza se realiza en forma diferente según el nivel de ella, considerando que: - la parte superior, rígida, se rompe en fallas normales lístricas con giro más o menos importante de los bloques afectados. Esto explica la falta de cuñas profundas de materiales ligeros bajo los grabens, mientras que - la parte inferior más caliente, se deforma por extensión dúctil continua. La deformación por estiramiento o por extensión considerada como clásica (TRANSPARENTE con Fig. 5A), utiliza una deformación por estiramiento constante en la vertical de cada punto del área afectada y un control de las estructuras por fracturas verticales o muy inclinadas, que cortan la litósfera por completo. Sin embargo se a aplicado la "thin-skinned tectonics" o tectónica peculiar a zonas de distensión, debido a que los modelos clásicos no podían explicar el origen y la evolución de muchas cuencas, en las que mediante perfiles sísmicos de reflexión de alta resolución, se encontró que en las zonas de rift intracontinental, las fracturas superficiales no penetraban más allá de 9 a 10 km y que su geometría era lístrica, asociándose en profundidad en un único plano de falla, de muy bajo ángulo de inclinación. Esto llevó a algunos autores a postular que el despegue se desarrolla a favor de una zona de tránsito de deformación frágil superficial a dúctil profunda en la corteza continental, con deformación dúctil concentrada en ciertas áreas (TRANSPARENTE con Fig 5B "Modelo de WERNICKE" y 5C "Modelo de RAMSAY"). La generación de nueva litosfera en los contactos de placas divergentes (zonas de acreción magmática) generan adelgazamiento de la corteza, en un lugar determinado y, en consecuencia, inducen a la subsidencia general de cinturones situados a lo largo de un margen continental. Por el contrario, en contactos de placas convergentes (zonas de consunción) los perfiles corticales llegan a ser más gruesos que antes, en un determinado lugar. Esto induce al solevantamiento de arcos y orógenos de colisión. Cada solevantamiento crea nuevas fuentes de sedimentos, formando umbrales o flancos de cuencas sedimentarias residuales adyacentes. 2.2.2. Subsidencia térmica o contracción térmica de la litosfera Si se suprime el aporte de material caliente de la atmósfera, debido a que el rift deja de ser activo o por el progresivo alejamiento de la zona de flujo térmico elevado (dorsal oceánica) por la expansión del nuevo océano, se produce el enfriamiento y la contracción térmica de los materiales de la corteza. Este es un proceso relativamente lento, que decrece en forma exponencial con el tiempo, hasta que se alcanza un equilibrio al cabo de unos 60 Ma.

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Tanto los rifts como los aulacógenos sufrirán un largo período de subsidencia, que afecta a áreas mucho más extensas que las inicialmente separadas por estiramiento. Si hay expansión de los fondos oceánicos, los antiguos bordes del rift inicial se alejarán cada vez más del foco de energía calórica y también se contraerán, logrando un equilibrio después de unos 60 a 80 Ma., tras una contracción de unos 3 a 3,5 km. Esta medida está de acuerdo con las profundidades medias de las llanuras abisales actuales. El solevantamiento termo-tectónico es muy claro en las dorsales mesoceánicas. En los flancos alejados se produce una gradual contracción por enfriamiento que se traduce en una gradual subsidencia del fondo oceánico. El paso de un tipo de subsidencia inicial por estiramiento a otra de contracción térmica se marca, en una cuenca marina por expansión, por una discordancia de ruptura (TRANSPARENTE con Fig. 6). La acumulación rápida de sedimentos en una zona con subsidencia térmica, produce un efecto de abrigo ("thermal blanketing"), que impide la pérdida rápida del calor, el que se difunde lateralmente, reduciendo la subsidencia debida al enfriamiento hasta en 1,5 km. El enfriamiento de la corteza depende de la distancia de la fuente calórica a la superficie y se realiza básicamente por conducción, por lo que las perturbaciones superficiales, tales como cámaras magmáticas crustales, se enfriarán antes y tendrán menores efectos que las fuentes calóricas situadas en la astenósfera. A lo largo de incipientes y jóvenes rifts ocurren solevantamientos antes y durante los eventos de separación, cuando los efectos del alto flujo calórico son capaces de contrapesar los efectos opuestos del adelgazamiento cortical. La subsidencia ocurre según aumente la distancia entre la dorsal mesoceánica y el margen continental desgarrado. Puede esperarse que el alto flujo calórico en arcos magmáticos, induzcan solevantamientos termotectónicos de parte de los cinturones orogénicos. 2.2.3. Flexión por carga o flexión amplia de placas de la litósfera como respuesta a la tectónica local o a la carga sedimentaria El efecto que produce la acumulación de sedimentos en los márgenes continentales es que estos se hundan bajo su peso por un reajuste isostático dando lugar a una flexión del basamento rígido, lo que ocurre simultáneamente con el desplazando a las masas de aguas. BOILLOT (1984) indica que el reemplazo del agua del mar de densidad 1,05 g/cm3) por sedimentos (2,2 gr/cm3) provoca necesariamente un reajuste isostático. El efecto de éstos se multiplica si los sedimentos progradan hacia el mar. El hundimiento por flexión no sólo ocurre por la carga de los sedimentos, sino que también puede deberse a la aparición de un gran volcán o al avance progresivo de una cadena plegada sobre su avampaís, puesto que estos cuerpos producen una carga que debe compensarse por flexión (TRANSPARENTE con Fig. 7). Esto es posible porque la corteza presenta una gran resistencia a la deformación por esfuerzos horizontales, pero poca a los verticales. En este tipo de deformación, que se debe a reajustes isostáticos, la carga de una columna de agua de 1000 m produce una subsidencia isostática de unos 400 m. Si se sustituye el agua por sedimentos, se producirá una depresión adicional de unos 2000 m, lo que supone que, por el sólo hecho de depositarse los sedimentos en el borde de una cuenca, en ella se puede producir una acumulación de unos 3,5 km a partir de una profundidad inicial de 1 km.

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La carga de agua y sedimentos produce una respuesta de la corteza que se puede atribuir a: - reajuste isostático local, en el área afectada únicamente, con movimiento vertical de bloques, o Hipótesis de AIRY. Esto es aplicable si existen fallas casi verticales que aíslen unos bloques de otros, como en algunos rift intracontinentales, donde la sustitución del aire o del agua por sedimentos provoca un hundimiento que se puede estimar en unas tres veces la profundidad inicial de la cuenca, o - flexión elástica del bloque afectada, lo que es comparable con una viga fija en un extremo y que recibe en el otro a una carga, o Hipótesis de WALCOTT. Este caso de respuesta elástica por flexión, aplicable a casos como los márgenes pasivos continentales, los valores son parecidos, pero la deformación se extiende 150 km más allá del área afectada por la carga en ambos sentidos, creando zonas subsidentes amplias en la plataforma y el continente (Walcott, 1972). Este proceso no explica la totalidad de la subsidencia, pero si constituye una aporte fundamental a la subsidencia total de una cuenca. 3.- Deformación de la corteza y cambios del nivel del mar Los cambios en el nivel del mar retocan la subsidencia por carga, al variar la columna de agua y el nivel de base que es el máximo que pueden alcanzar los sedimentos en su acumulación. Su estudio es complejo, pues pueden obedecer a varias causas: - variaciones eustáticas verdaderas, debidas a avances o retrocesos de los casquetes glaciares; - variaciones ligadas al desplazamiento de bloques continentales; - variaciones ligadas a invasión o desecación de cuencas aisladas; aportes de aguas juveniles por degasificación de la corteza y el manto; - deformaciones del geoide (Fairbridge, 1961; Vail y otros, 1977; Bally, 1982). Las escalas de variaciones del nivel del mar hasta ahora disponibles (por ej.: Vail y otros, 1977) necesitan aún de la comprobación a nivel global, por lo que sus efectos y correlación son aún muy difíciles. III.- Tipos de cuencas y sedimentos asociados. La interacción entre subsidencia y tipo de sedimentación, régimen tectónico y flujo térmico, va a dar lugar a la gran variedad de cuencas existentes y la tectónica de placas puede ayudar a explicar las relaciones entre los factores anteriores y permitir una clasificación evolutiva de las cuencas, utilizando básicamente el ciclo de WILSON (1966) de extensión-subducción-colisión. 3.1.- Tipos de cuencas según las características de la subsidencia. Según las características de la subsidencia se pueden separar tres tipos de áreas o cuencas: a) Cuencas con subsidencia continua: Son aquellas que se están hundiendo a medida que se depositan los

sedimentos. En ellas hay: - cuencas subsidencia constante o uniforme, en el espacio y en el tiempo. Son bastante raras. - cuencas con cambios de velocidad de subsidencia a lo largo del tiempo, pero con valores uniformes en el

espacio. Son más frecuentes que las anteriores. Ej.: El Mar del Norte, en el Cretácico se hundía a razón de 1 cm/1.000 años y en el Cuaternario de hasta 50 cm/1.000 años.

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- cuencas con subsidencia diferencial, es decir, su subsidencia es continua pero con variaciones de velocidad a

lo largo del tiempo y variaciones de magnitud en diferentes sectores de la cuenca. Son las más comunes, dentro de las de subsidencia continua.

b) Cuencas con subsidencia discontinua: en ellas se alternan episodios con subsidencia y episodios sin

subsidencia. Esto da una alternancia depósitos y falta de depósitos o da origen a series rítmicas.

c) Áreas sin subsidencia: son las regiones en que la depositación ocurre hasta alcanzar el nivel base y a partir de

entonces se iniciaría la erosión. 3.2.- Tipos de cuencas según la relación entre depositación y subsidencia. La relación entre la depositación y la subsidencia, o su magnitud relativa, nos permite hacer otra clasificación de las cuencas en: - cuencas con gran subsidencia y depositación fuerte. Los materiales dominantes son detríticos. Ej.: ambientes deltaicos, mares interiores, algunas plataformas y taludes marinos. - cuencas con gran subsidencia y depositación débil. La sedimentación tiende a ser cada vez más profunda. Ej.: etapa inicial de cuencas intracratónicas. - cuencas con subsidencia débil y depositación fuerte. Las cuencas marinas tenderán a tener menor

profundidad y a pasar a medios costeros o someros. - cuencas con subsidencia débil y depositación débil. La velocidad de sedimentación es mínima. Ej.: partes estables de fondos oceánicos. IV.- Criterios de Clasificación de las cuencas sedimentarias en relación con

la Tectónica Global. Hay numerosos intentos de clasificación de las cuencas en los primeros momentos de la teoría de la tectónica de placas o tectónica global, sobre todo intentando adaptar la teoría clásica del geosinclinal a la de tectónica de placas, pero poco a poco se abandonó concepto de geosinclinal para pasar a utilizar la posición de la cuenca con respecto a las diversas situaciones posibles, en el interior o en los límites de una placa. La mayor dificultad con que se tropieza al relacionar sedimentación y tectónica de placas es que las facies sedimentarias están relacionadas sólo indirectamente con los procesos en que se basa la teoría, con sismicidad, distribución del metamorfismo; etc. Gracias a la comparación de las cuencas actualmente activas y su marco tectónico, con las de cadenas plegadas antiguas, se han podido reconocer tres grupos diferentes (o tres estadios diferentes en algunas), claramente fijados al movimiento relativo de las placas en su contacto, Reading (1978): - divergentes, - paralelos y - convergentes. DICKINSON (1981) simplifica aún más la clasificación de las cuencas, al dividirlas en dos grupos únicamente:

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- las ligadas a procesos de rifting extensionales: en regiones donde son dominantes los movimientos de placas divergentes y estruturas extensionales. La subsidencia ocurre inicialmente como respuesta al adelgazamiento de la corteza, luego se incrementa debido al deterioro térmico con el tiempo. Puede aumentar aún más por flexión, debido a la carga de sedimentos.

- las ligadas a procesos orogénicos compresivos: en regiones donde dominan los movimentos de placas convergentes y estructuras de contracción. La subsidencia ocurre inicialmente por flexión de la placa relacionada con el consumo de placas o por engrosamiento tectónico local de la corteza; puede ser aumentado también por carga sedimentaria, y está sujeta a la influencia de variados efectos tectónicos. Dentro de ellas que separan una serie de subtipos.

KINGSTON y otros (1983) han propuesto una clasificación de las cuencas sedimentarias basada en tres elementos: - secuencias deposicionales, - tectónica sin sedimentaria y - tectónica postsedimentaria. Las secuencias deposicionales están limitadas por discordancias a sus superficies conformes equivalentes y se dividen en tres estadios: continental inicial, marino intermedio y continental, y lo erosivo final. La tectónica sin sedimentaria se caracteriza por el tipo de corteza que forma el substrato (continental, oceánico o continental adelgazado), el tipo de movimiento de las placas durante la sedimentación (convergente o divergente, compartiendo la teoría de DICKINSON (1981) de que la transpresión y la transtensión son variantes de las anteriores). La posición de la cuenca en la placa puede ser marginal o interior, con tres posibles movimientos: flexión, fracturas normales y fracturas en dirección y la tectónica postsedimentaria de fallas en dirección, plegamiento marginal o plegamiento total. La clasificación que se da a continuación se basa en diferentes autores, en especial en: BALLY & SNELSON (1980), KINGSTON y otros (1983), MIALL (1984), MITCHELL & READING (1986), KLEIN (1987), ALLEN & ALLEN (1990) y EINSELE (1992). Así se tiene: 1.- Cuencas cratónicas continentales Son las que se encuentran dentro de una misma placa y que tienen como substrato una corteza continental de gran espesor (30 a 35 km). Dentro de ellas se pueden separar: 1.1.- Cuencas intracratónicas 1.2.- Bordes de cratones 1.3.- Aulacógenos 2.- Cuencas relacionadas con márgenes continentales Corresponden a las antiguas Cuencas Geosinclinales, desde la etapa inicial de evolución de un margen divergente, con sus zonas débiles en la corteza continental y la formación de un graben, luego el rift y el adelgazamiento cortical, la extensión (hasta los 100 km), la formación de la corteza oceánica y el paso a un margen continental maduro (tipo Atlántico), hasta cuando la corteza se enfría y la cuña de sedimentos acumulada es muy grande y se forma una zona de subducción pasándose a un margen convergente. 2.1.- Cuencas en márgenes divergentes a) Cuencas rift b) Cuencas tipo Mar Rojo c) Cuencas tipo Atlántico 2.2.- Cuencas en márgenes convergentes

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3.- Cuencas formadas en relación con la colisión Están relacionadas con la colisión y la formación de cordilleras de plegamiento, que se superponen a márgenes continentales después de la formación de los mismos. Son cuencas ubicadas entre la nueva cordillera de plegamiento y el antiguo continente. 3.1.- Cuencas de Antepaís 3.2.- Cuencas intramontanas o intramontañosas. 4.- Cuencas relacionadas con fallas transcurrentes y transformantes Su origen está ligado a fallas transcurrentes y transformantes, en zonas con substrato continental u oceánico. 5.- Cuencas oceánicas Se localizan dentro de una placa de corteza oceánica, en las partes más profundas de los océanos y están limitadas por dorsales y fosas. Combinando estos parámetros se llega a una clasificación con diez tipos de cuencas que pueden combinarse entre sí para describir la historia de cadenas le plegadas complejas. V.- Clasificación de las cuencas sedimentarias en relación con la Tectónica

Global. 5.1.- Cuencas cratónicas continentales Son cuencas que se encuentran dentro de una misma placa y que tienen como substrato una corteza continental antigua, de gran espesor (30 a 35 km). Los cratones son áreas continentales antiguas (del Paleozoico o Precámbrico) en la que predominan los procesos de erosión sobre los de depositación. Un caso especial de cratones son los escudos, que han sido continentes desde el inicio del cámbrico hasta la actualidad. Los escudos constituyen la fuente de los sedimentos que tienen las cuencas que los rodean y son fragmentos del continente único o Pangea del Precámbrico. Dentro de ellas se pueden separar: 5.1.1.- Cuencas intracratónicas Rifts intracontinentales Son estructuras alargadas, de varias decenas de miles de kilómetros de longitud, en las que domina una tectónica vertical, formándose grabens y, más frecuentemente, semigrabens, ya que el juego de las fallas límite suele ser desigual o bien sólo existe una. TRANSPARENTE con Fig. 9 y Fig. 11. Fig. 11 a: Cuenca intracratónica tipo graben simétrico Su ancho varía desde unos pocos metros (micrograbens) a 15-60 km en sistemas como el rift del lago Baikal o el rift del África Oriental, y su actividad puede extenderse desde el Precámbrico Superior hasta la actualidad con épocas de mayor o menor actividad, como es el caso del último sistema citado. Los flancos de la cuenca son fallas normales, muchas veces con planos casi verticales. Estas estructuras pueden elevador los flancos en planos curvados suavemente (Fallas lístricas), con lo que el desnivel entre los bordes y la zona central puede llegar a más de 2 km; el interior de los grandes rifts tiene una serie de umbrales formados por horsts y edificios volcánicos, que dividen la estructura en una serie de subcuencas aisladas en muchos casos. El relleno sedimentario de estos rifts está formado por abanicos aluviales que descienden de los flancos (abanicos aluviales o fan deltas), depósitos fluviales de ríos que corren paralelos a ellos (o ríos axiales) y depósitos lacustres (lagos efímeros), asociados todos ellos en ocasiones a rocas volcánicas. Los espesores de estas series varían dependiendo de la actividad de las fracturas, pero alanzan 3 a 5 km en el centro de los grandes rifts actuales. Si el clima es árido o semiárido se pueden producir en los lagos abundantes depósitos de sales sódicas (evaporitas), como es el caso de las lagunas de La Mancha o los Monegros, en el interior de España.

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La distribución del drenaje en los rifts actuales y de paleocorrientes en los antiguos es muy característica: Los abanicos aluviales descienden de los relieves marginales y tienen paleocorrientes transversales a la dimensión mayor del rift, los ríos pueden ser también transversales al rift (ríos laterales) o paralelos a él (ríos axiales); en este ultimo caso indentaciones entre las facies de abanicos y fluviales mostrarán bruscos cambios en la dirección de las paleocorrientes, así como de composición litológica de los sedimentos, fácilmente explicables como un fenómeno autocíclico; las facies lacustres ocuparán una posición central. La existencia de umbrales o los movimientos diferenciales de bloques en el interior del rift pueden aislar cuencas que entonces, a gran escala, tendrán paleocorrientes centrípetas. FROSTYCK & REID (1987) han propuesto una interesante alternativa al modelo clásico simétrico de relleno de un rift: Fig. 11 b: Semigraben con relleno asimétrico Utilizando ejemplos actuales del rift del Este de África, donde los semigrabens son frecuentes, han demostrado que, en este caso, la mayoría de los sedimentos clásticos proceden del borde no fallado, en forma de ríos y deltas extensos que se interdigitan con los sedimentos lacustres, mientras que del borde fallado descienden ríos cortos pero de gran pendiente que forman fan deltas y abanicos aluviales con sedimentos gruesos, pero de limitada extensión lateral. El relleno es, pues, asimétrico, en contraste con la simetría fundamental que muestra el modelo clásico. Ambas posibilidades se dan en series antiguas. La aparición de hidrocarburos en cuencas continentales tipo rift ha abierto nuevas provincias a la exploración geológica y geofísica, por lo que se han realizado estudios de gran detalle que han revelado aspectos desconocidos de la geometría y el relleno de los rifts. Los lagos salinos suelen tener una alta productividad orgánica y son frecuentes en los rifts; sus sapropeles quedan enterrados con rapidez por sedimentos clásticos gruesos de deltas y abanicos aluviales laterales, que constituyen buenos reservorios. Como hay, además, un gradiente geotérmico elevado, la maduración y migración de los hidrocarburos es fácil. Esta evolución ha sido ignorada hasta hace pocos años. El área clásica de los rifts del E. de África ha sido reinterpretada recientemente y FROSTYCK y otros (1986), resumen muchas buenas ideas. Así RESONADAL y otros (1986), han demostrado que casi todas las cuencas de esta área son en realidad semigrabens limitados por una falla principal arqueada junto a la que se encuentra el depocentro y un labio hundido inclinado ligeramente hacia la misma, en el que pueden existir pequeñas fallas sintéticas y antitéticas. Lateralmente el esfuerzo de separación se acomoda mediante fallas de transferencia. Las grandes cuencas están formadas por una serie de semigrabens unidos lateralmente, frecuentemente en una disposición sinusoidal, en que las fallas principales tienen curvaturas alternadas en uno y otro sentido. Esta observación es de capital importancia al interpretar rifts intercontinentales antiguos. FROSTYCK & REID (1986) describen los deltas y fan deltas del lago Turkana, demostrando la compleja interacción de variaciones del nivel del lago, aportes ocasionales catastróficos y retoque por olas y vientos de la parte superficial de los mismos. La distribución final de facies y paleocorrientes es extremadamente compleja. Un caso especial de este tipo de cuencas, que algunos autores las separan son las Cuencas en el interior de cratones estables y mares interiores. Cuencas en el interior de cratones estables y mares interiores En el interior de cratones estables es posible encontrar extensas cuencas de límites redondeados, controlados por subsistencias más o menos marcadas, pero sin fracturas importantes ni direcciones preferentes, lo que les diferencia de los rifts intracontinentales. Algunos autores las incluyen dentro de las cuencas de bordes de cratones. Los casos de la cuenca del Chad y del Coneo de Africa (BIRKE, 1976), la cuenca de París (POMEROL, 1977), la cuenca de Michigan (MESOLLA, l974) son ejemplos bien descritos.

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El tamaño de estas cuencas es grande, de 500 a 3.000 km de diámetro y el espesor de sedimentos que se puede acumular en ellas es muy variable, desde 600 m del Chad a más de 10.000 m en la de Michigan. Su posición en el interior de cratones estables sin grandes relieves hace que puedan ser invadidas periódicamente por el mar, si hay oscilaciones en su nivel. Puede ocurrir que por subsidencia de uno de sus bordes se abra una comunicación con el mar, por lo que su relleno característico es una alternancia de depósitos marinos someros, a menudo carbonatos, evaporitas, que marcan su aislamiento, y series fluvio-lacustres, con drenaje centrípeto, cuando se convierten en cuencas continentales endorréicas. Parece bien establecido que todos ellas se encuentran sobre rifts intracontinentales (TRANSPARENTE con Fig. 37), pero que éstos pronto dejaron de actuar y sólo deformaciones verticales lentas, de gran radio de curvatura, les afectaron desde un estado temprano, reflejando una relativa estabilidad entre el manto y la litosfera en estas áreas del interior de cratones, por otra parte estables, que permitió una lenta subsidencia térmica a partir del momento inicial de rifting e intrusión del manto. BRUNET & LE PICHON (1985) han documentado la evolución de la cuenca de París, que reposa sobre un rift intracontinental triásico. Los mares interiores son cuencas situadas en el interior de placas continentales, de rápida subsidencia, y que muestran una corteza continental extremadamente adelgazada como basamento. El Mar Negro y el Lago Caspio pueden ser ejemplos actuales, y la cuenca de Michigan, una antigua. En estas cuencas no hay pruebas de que, haya existido una extensión por estiramiento de la corteza, por lo que no se pueden comparar a las cuencas inter-arco o a los rifts protooceánicos. Su origen se ha atribuido (ARTYUSHKOV & SOBOLEV, 1982; ARTYUSHKOV, 1983; HAXBY y otros, 1976) a un adelgazamiento de la corteza continental por una transición gabro-eclogita en la corteza continental inferior, desencadenada por un flujo térmico anómalo procedente del manto superior, en un área relativamente extensa, no puntual. Si se alcanzan temperaturas de 700-800o C, se produce la transición gabro-eclogita, seguida inmediatamente de una importante reducción de volumen y subsidencia consiguiente, ya que la eclogita se desprende de la corteza y se hunde en el manto. El proceso tiene lugar en un millón de años aproximadamente y se mantendrá hasta que finalice totalmente la transformación de las rocas ultrabásica y el flujo calórico mantenga el manto superior lo suficientemente fluido como para que se puedan hundir rápidamente los grande fragmentos de eclogita. Las cuencas resultantes tienen forma ovalada y en ellas se acumulan sedimentos continentales y/o marinos que alcanzan un espesor de 10-14 km, uno de las mayores potencias en cualquier tipo de cuenca sedimentaria. 5.1.2.- Cuencas de bordes de cratones Corresponden a áreas extensas, ligeramente subsidentes, ubicadas en zonas adyacentes a los continentes. se les llama también “cuencas continentales formadas por flexura” o en inglés “intracratonic sag basins”, porque suelen no poseer fallas en sus bordes. Su relleno sedimentario esta constituido por depósitos marinos someros, costeros y continentales. Una de sus características más importantes es que los materiales apenas presentan deformación, permaneciendo horizontales o subhorizontales. Se ubican en zonas adyacentes a los escudos, llamadas también “plataformas”. Las más importantes son la plataforma americana que está al borde del escudo canadiense ocupando gran parte de EEUU y de Canadá. Tiene más de 2.000 km y llega al pie de las Montañas Rocosas. Los materiales son del Paleozoico y algunos modernos y permanecen casi horizontales. Otro ejemplo es la gran plataforma rusa, que bordea al escudo báltico y ocupa gran parte de la Rusia europea, superando también los 2.000 km. Hay otras más pequeñas y la más

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conocida de todas es la Cuenca de París. Los materiales presentan muy bajo grado de deformación, donde solo poseen una ligera curvatura hacia el centro de la cuenca producto de la subsidencia diferencial de la cuenca (debido a que la flexura fue mayor en el centro de la cuenca que en los bordes). Transparente con Fig. 22.12 Otra cuenca de este tipo bien conocida es la cuenca del Mar del Norte (Transparente con Fig. 22.13). Se reconoce desde el Pérmico hasta hoy, que continúa la sedimentación. La mayor fuente de información es producto de las investigaciones petrolíferas. Dentro de esta cuenca, generada por flexura, se encuentran sectores con afinidad de Rift, en los que hay un incremento de la tasa de subsidencia, la cual a partir del Cretácico es de 20 m/Ma. En ella hay dos tipos de depósitos el primero de los materiales del Triásico y Jurásico similares a los de las otras cuencas del norte de Europa y el segundo desde el Cretácico hasta el Reciente sin apenas deformación, que son los que se han depositado en una cuenca de borde de cratón. Los estudios de estas cuencas, cuyas tasas de subsidencia van entre 10 y 20 m/Ma aportan grandes conocimientos a los cambios del nivel del mar. 5. 1.3.- Aulacógenos o Rift abortados Su nombre procede del griego: aulax, que quiere decir surco. Los aulacógenos son surcos lineales transversales a cadenas plegadas de tipo alpino o a márgenes oceánicos pasivos de tipo Atlántico, que desaparecen gradualmente hacia el interior de las plataformas estables, pasando a rifts intracontinentales. Son estructuras de gran duración temporal, que se reactivan varias veces a lo largo de su historia. El termino aulacógeno fue acuñado por STASKY & BOGDANOV en 1961, aunque el primer autor había descrito cuencas que luego recibirían este nombre en el SE. de la Plataforma Rusa ya en 1946 (aulacógenos del Dnieper-Donets y Pachelma) e incluso el más prominente de los aulacógenos de Norteamérica, la cuenca Anadarko-Ardmore al Sur de Oklahoma, perpendiculares a la cadena plegada de Ouachita TRANSPARENTE con Fig. 12 Los postulados de la tectónica de placas han permitido interpretarlos como brazos fallidos, que no desarrollan dorsales oceánicas, en uniones triples de rifts, dos de los cuales evolucionan posteriormente a una cuenca oceánica TRANSPARENTE con Fig. 13 y, eventualmente, a una cadena plegada de tipo alpino. El reconocimiento de los aulacógenos y su evolución, comparados con las cuencas oceánicas y cordilleras de colisión, ha permitido aclarar en gran parte la controversia sobre el origen de las cadenas plegadas mediante movimientos verticales u horizontales dominantes. La historia evolutiva de los aulacógenos pasa por una serie de fases que, salvo pequeñas variantes, es siempre la misma: - Fase de Graben o fase incipiente: En ella se forman grabens lineales, a veces ligados a elevaciones corticales debidas a intrusión activa del manto, que producen abundante vulcanismo, pero en otras ocasiones no existe el arqueamiento y la fracturación progresa lateralmente TRANSPARENTE con Fig. 14 En esta fase los primeros materiales que se depositan son rocas volcanoclásticas y volcánicas, si hay intrusión del manto, o brechas y areniscas no muy potentes, si no la hay; posteriormente, al acelerarse la subsidencia por estiramiento de la corteza, se acumulan areniscas y conglomerados de carácter arcósico en general, procedentes de los relieves formados por la elevación de los bloques laterales y distribuidos longitudinalmente en los aulacógenos, por ríos de cauces entrelazados. Hasta aquí la evolución es similar a la de un rift intracontinental, pero en las uniones triples de rifts dos de ellos experimentaron una expansión progresiva, mientras que la tercera rama no, limitándose a una subsidencia progresiva

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TRANSPARENTE con Fig. 14 El aulacógeno sería invadido por el mar al continuar la subsidencia, debida al estiramiento cortical, y se depositarán series siliciclásticas finas y posteriormente dolomías arcillosas y estromatolíticas, indicando sedimentación en mares muy someros y estrechos (tipo Mar Rojo). El espesor total de los materiales acumulados en este estado puede llegar a 2.500 m. - Fase de subsidencia: Tras la subsidencia tectónica inicial comienza a dominar la subsidencia térmica, debida al enfriamiento del manto; más lenta que la de la primera fase, pero que afecta a extensiones de hasta 10 veces la anchura del rift inicial a cada lado. La sedimentación es marina, muy variable, según la latitud de la cuenca, desde plataformas carbonatadas someras muy extensas hasta turbiditas en el centro de la cuenca TRANSPARENTE con Fig. 13, y TRANSPARENTE con Fig.14) En el extremo distal se pueden formar deltas de gran tamaño. Ocasionalmente puede asociarse abundante vulcanismo espilítico. La duración de esta fase puede alcanzar los 200 millones de años, y el espesor de materiales acumulados más de 5 km. - Fase de compresión o de inversión: En esta fase la estructura y la sedimentación en el aulacógeno cambian totalmente, al sufrir una ligera compresión, detenerse la subsidencia y pasar las fallas hasta ahora normales a inversas. Se produce un ligero plegamiento y la sedimentación vuelve a ser continental. Esta fase puede ser también muy larga y producirse en varios pulsos sucesivos. El mecanismo que reactiva periódicamente un aulacógeno en situación intraplaca parece ser una compensación isostática del exceso de masa y, por tanto, de la anomalía positiva de la gravedad correspondiente producida por la intrusión de rocas ultrabásicas en sus raíces, y el relleno total por sedimentos de la cuenca (BRAILE y otros, 1986); esta compensación produce subsidencia que aprovecha las líneas de debilidad de las antiguas fracturas, y reproduce el proceso anterior sobre la antigua cuenca. TRANSPARENTE con Fig. 14 La figura 14 resume la evolución comparada de un aulacógeno y de una cuenca marina clásica que se convierte posteriormente en un orógeno de colisión. Si el margen pasivo se convierte posteriormente en un orógeno, las paleocorrientes se invertirán en la fase final TRANSPARENTE con Fig. 15 Hay aulacógenos que sufren varios de estos ciclos a lo largo de su evolución, mientras que otros sólo experimentan uno, pero de muy larga duración. Los aulacógenos mejor estudiados, como algunos del sur de la URSS, del Centro de Canadá o del SW de USA, son estructuras muy antiguas que removilizan suturas de bloques continentales precámbricos una y otra vez. De esta forma no es necesario invocar la formación de una pluma caliente ("hot spot") para reactivar las estructuras cada vez, ya que no siempre las fases de rifting se ven acompañados de vulcanismo, sino que la transmisión de los esfuerzos en los bordes de los bloques cratónicos puede hacerlo, aún a muchos cientos de kilómetros de distancia. ALVARO y otros (1977) y CAPOTE (1978) han interpretado la evolución de la Cordillera Ibérica durante el Mesozoico como el desarrollo de un aulacógeno, aportando nuevas precisiones para el Cretácico, VILAS y otros (1982) TRANSPARENTE con Fig. 16.

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El TRANSPARENTE con Fig. 17 muestra los estados evolutivos de la cuenca del Salado, en Argentina, que corresponde a los primeros estudios del ciclo teórico de un aulacógeno (INTROCASO & RAMOS, 1984). 5.2.- Cuencas relacionadas con márgenes continentales Corresponden a las antiguas Cuencas Geosinclinales, desde la etapa inicial de evolución de un margen divergente, con sus zonas débiles en la corteza continental y la formación de un graben, luego el rift y el adelgazamiento cortical, la extensión (hasta los 100 km), la formación de la corteza oceánica y el paso a un margen continental maduro (tipo Atlántico), hasta cuando la corteza se enfría y la cuña de sedimentos acumulada es muy grande y se forma una zona de subducción pasándose a un margen convergente. 5.2.1.- Cuencas en márgenes divergentes Estas cuencas están asociadas a movimientos divergentes de las placas y las estructuras distensivas dominan. Como indicamos anteriormente, la subsidencia inicial es muy rápida aunque localizada, debida a estiramiento y a desplazamientos de la corteza continental; posteriormente el enfriamiento progresivo produce una contracción que da lugar a otro tipo de subsidencia, más lento, pero que afecta a un área mayor, a veces aumentado por la flexión provocada por la carga de sedimentos. a) Cuencas de Rift: DICKINSON incluye en las cuencas de rift a aquellas en las que la ruptura de los bloques

continentales es incompleta, como es el caso de los rift intracontinentales, sin relación clara con cuencas marinas y de los aulacógenos, o brazos fallidos de una unión triple aproximadamente perpendiculares a un margen continental.

b) Cuencas tipo Mar Rojo: (o los rifts protooceánicos tipo Mar Rojo) en los que la separación de los bloques

es mínima y la sedimentación está claramente controlada por bloques continentales, y Si la expansión lateral de un graben continúa, el centro de la cuenca pasa a estar formado por corteza basáltica oceánica, mientras que los bordes de la cuenca lo constituyen bloques de corteza continental adelgazada y fallada, sobre los que se conservan parte de los sedimentos de rift TRANSPARENTE con Fig. 18. Los sedimentos proceden, en gran parte, de los flancos elevados de la cuenca y son fundamentalmente conglomerados y areniscas, depositadas como abanicos aluviales y fan-deltas, tanto en el continente como en medios marinos someros, a los que se intercalan rocas volcánicas. La ruptura de la corteza continental y la creación de nueva corteza oceánica no es un fenómeno instantáneo, a lo largo de toda la cuenca, sino que se propaga lateralmente en un período de algunos millones de años. BONATT (1985) ha demostrado en el Mar Rojo como la primera aparición de corteza oceánica tiene lugar en áreas puntuales calientes que perforan una corteza continental estirada, adelgazada e inyectada por diques basálticos (hace 30 Ma). A partir de este foco se producen dos segmentos opuestos de expansión linear, de unos 25 km de longitud cada uno, y, al cabo de unos cientos de miles de años aparece otro punto caliente a unos 50 km del anterior, donde se repite el proceso, propagándose la expansión en un sentido. En el ejemplo citado es de S a N. La sedimentación (sin-rift) se inició localmente en el Oligoceno, mientras que en el resto del Mar Rojo la sedimentación comenzó en el Mioceno Inferior y Medio. En todos los casos se depositó sobre una cobertura pre-neógena (pre-rift). En la unión de los sucesivos ejes de expansión se producen discontinuidades de las isobatas y de las anomalías magnéticas, que pueden o no evolucionar, posteriormente, a fallas transformantes. En este estadio de evolución de la cuenca, las intrusiones marinas (incluidos los arrecifes) pueden ser atrapadas por levantamientos temporales de horst transversales, en cuencas cerradas, donde pronto se evaporan,

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dando lugar a acumulaciones muy potentes de evaporitas en el centro de la cuenca de expansión. Existen casos espectaculares, como el actual Mar Rojo o el Atlántico Norte y Sur en el Cretácico Inferior, en los que repetidas invasiones marinas se desecaron dando lugar al deposito de 2 a 5 km de evaporitas, con intercalaciones detríticas menores. Las evaporitas reposan sobre corteza continental adelgazada o directamente sobre la corteza oceánica TRANSPARENTE con Fig. 19 Los bordes de la cuenca presentan, en general, una elevación que hace que las superficies de los bloques elevados se inclinen ligeramente hacia los interiores de las placas continentales, desviando, por tanto, gran parte del drenaje de la cuenca en vías de formación, y, al mismo tiempo, hace que se erosionen parcialmente. La elevación de los bordes de la cuenca ha sido explicada como una consecuencia del flujo lateral de calor durante la extensión, especialmente si la litosfera inferior se estira inicialmente más que la superior. Se puede lograr este efecto mediante una pequeña escala provocada por el estiramiento y las diferencias horizontales de presión y temperatura en la base de la litosfera, que tiene viscosidad lo suficientemente baja como para deformarse plásticamente. El espacio libre es ocupado por astenósfera caliente, que transmite verticalmente su calor y eleva por dilatación los bordes del rift protooceánicos. La elevación isostática de los bordes de la cuenca impide que la alcancen grandes ríos, que pueden correr paralelos a ella, como es el caso del Nilo, favoreciendo el depósito de evaporitas. En las zonas elevadas de los bloques fallados pueden formarse arrecifes que protegen tras ellos lagoons hipersalinos y sebkas costeras. c) Cuencas tipo Atlántico: (o marinas con márgenes pasivos tipo Atlántico) en las que la separación puede ser

muy grande. Tienen una duración más larga (180 a 200 Ma) que las tipo Mar Rojo (20 Ma). Al continuar la expansión de los fondos oceánicos se originan, al menos teóricamente, dos márgenes simétricos con respecto a una dorsal oceánica, punto por donde surge el material volcánico procedente del manto. TRANSPARENTE con Fig. 20. Mitad de un esquema de un margen pasivo tipo Atlántico maduro. Si se observa una de estas mitades se encuentra la siguiente sucesión de formas topográficas y sedimentos: - La dorsal oceánica: que puede estar muy fracturada y presentar un valle central, como la del centro del Atlántico, o tener menos resalte, como la del E del Pacífico. A partir de ella la litosfera engrosa por enfriamiento progresivo. La profundidad media de las dorsales es de 1.500 m, pero las fracturas pueden producir grabens paralelos que descienden hasta 4.000 m, en los que se acumulan sedimentos turbidíticos procedentes de los sedimentos pelágicos de las elevaciones adyacentes. - La llanura abisal: al enfriarse y contraerse la nueva corteza oceánica se va hundiendo progresivamente por subsidencia térmica, a una velocidad exponencialmente decreciente con el tiempo. Así se desciende a la llanura abisal, muy extensa en el Atlántico y Pacífico, situada a 4.500-6.000 m. Recibe sedimentación pelágica, cuya composición siliciclástica o calcárea depende de las corrientes y de la posición del nivel de compensación de los carbonatos. Naturalmente la edad del basamento y de los primeros sedimentos en contacto con él, crece según nos separamos de la dorsal oceánica. También se pueden formar nódulos de óxidos de Mn, normalmente asociados a fuertes corrientes. - El prisma miogeoclinal: constituido por la acumulación de sedimentos procedentes del continente o, en el caso de plataformas carbonatadas, relacionadas con él. Posee cuatro partes bien diferenciadas con sedimentos que son característicos: Costa, plataforma continental, talud continental y borde precontinental, TRANSPARENTE con Fig. 21. El prisma miogeoclinal forma un cinturón de anchura variable a lo largo del borde continental fracturado y adelgazado, la zona de transición a la corteza oceánica y parte de la corteza oceánica según el aporte de sedimentos.

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La costa y la plataforma continental, donde se acumulan sedimentos muy variados de procedencia continental, forman una parte del prisma, y el borde precontinental, donde se apilan fundamentalmente turbiditas, es la otra zona de acumulación, aunque por ella pasan gran cantidad de sedimentos a través de cañones submarinos (zona de "by passing") TRANSPARENTE con Fig. 22, lo que la convierte en una "zona inane" ("Starved" región) en la que sólo se acumulan sedimentos finos. Sin embargo en ella se pueden producir grandes deslizamientos de hasta 700 km de desplazamiento y varios kilómetros cúbicos de volumen, que dejan cicatrices en su parte superior y forman estructuras de compresión en su frente (TRANSPARENTE con Fig. 23, 24). ELTER & TREVISAN (1973) hacen la distinción entre: - deslizamiento (slumping): formado por materiales de la misma edad que las rocas que los contienen y un origen próximo y - olistostroma: formado por sedimentos más antiguos y procedentes de áreas fuente lejanas y más antiguas. La estructura vertical del prisma miogeosinclinal en su parte proximal (costa-talud), también llamada "terraza o plataforma continental", tiene tres partes muy diferentes (TRANSPARENTE con Fig. 22): - La inferior que refleja una rápida sedimentación clástica sobre un basamento continental fracturado y estirado, refleja la primera etapa de apertura de la cuenca y en ella los sedimentos continentales del Rift inicial ocupan semigrabens limitados por fallas lístricas (TRANSPARENTE con Fig. 22), - sucedidos luego por un conjunto también siliciclástico intermedio, discordante con el anterior predominantemente marino somero, que representa el comienzo de la cuenca oceánica y que puede adquirir gran espesor, debido a la rápida subsidencia térmica en este estadio. La discordancia entre estos dos conjuntos denominada "discordancia de ruptura" marca el comienzo de la expansión oceánica para la cuenca (TRANSPARENTE con Fig. 25). - El conjunto superior, que ocupa cada vez áreas más al interior del bloque continental (TRANSPARENTE con Fig. 26), refleja tasas de sedimentación menores, al atenuarse hasta cesar la subsidencia térmica y deberse sólo a la flexión del borde continental por carga de sedimentos y ajuste isostático. En estos márgenes maduros se pueden desarrollar ciclos progradantes deltaícos o plataformas carbonatadas (TRANSPARENTE con Fig. 5 y TRANSPARENTE con Fig. 25), pues la tasa de sedimentación supera la de subsidencia. En casos extremos, p. ej. Delta del Níger, Costa N. del Golfo de México, incluso la corteza oceánica se deforma por flexión, para ajustarse isostáticamente a la carga. Todo el conjunto puede estar además cortado por discordancias que marcan oscilaciones del nivel del mar, pliegues diapíricos debidos a la movilidad de sales originadas en los estados iniciales tipo Mar Rojo de la cuenca, fallas lístricas de crecimiento heredadas o no de las del rift inicial y extensos deslizamientos en el talud continental. Si por el contrario, la sedimentación es escasa o nula, como ocurre en el margen Atlántico de Portugal, España y Francia (MONTADERT y otros, 1979) (TRANSPARENTE con Fig. 27), la pronunciada topografía causada por el rifting inicial es todavía reconocible y la "discordancia de ruptura" no siempre fácil de discernir. La subsidencia es fundamentalmente térmica y los sedimentos se adelgazan e inclinan progresivamente hacia mar abierto. La masiva cantidad de información sobre los márgenes pasivos tipo Atlántico obtenida en los últimos años se ha debido a su enorme interés como áreas generadoras de hidrocarburos y de trampas para su acumulación. Las cuencas adoptan un perfil transversal característico denominado geometría en "cabeza de ciervo" o "geometría en cabeza de toro" ("steer's head geometry" o "Texas longhorn geometry", DEWEY, 1982), en la que hay un característico "onlapping" de los sedimentos sobre el continente estable, que VAIL y otros (1974) y HAQ y otros (1987), entre otros, han interpretado como ascensos eustáticos del nivel del mar.

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Como se ha discutido anteriormente, existen graves problemas que impiden en gran parte distinguir entre variaciones del nivel del mar y subsidencia y elevación tectónica alternantes. La "discordancia de ruptura" se explica por la erosión parcial de los bordes del rift inicial, que se elevan ligeramente y se erosionan, por flujo térmico lateral anómalo, debido a estiramiento diferencial del manto y la corteza y al aumento transitorio del flujo térmico. La subsidencia térmica posterior provoca la sedimentación marina en "onlap" costero sobre el cratón estable y los grabens y semigrabens iniciales, que subsiden además, en respuesta a la carga sedimentaria. Las diversas alternativas de etapas de sedimentación activa o reducida, reajuste isostático a la carga de sedimentos y enfriamiento acompañado de contracción y subsidencia, explican la historia de los márgenes pasivos que conocemos y para lo cual, son totalmente insuficientes las teorías eustáticas puras. El modelo clásico hasta ahora descrito, supone un alejamiento simétrico de dos partes comparables de un rift, pero en ocasiones no se da esta simetría, sino que hay entre ambos márgenes, profundas diferencias de tamaño, estructura y espesor de los sedimentos. Así, el margen cantábrico es estrecho y su simétrico el Armoricano-Aquitánico, ancho; el margen de Galicia es ancho y su simétrico de Grand Banks Sur-Flemish Cap es estrecho, etc. Los márgenes anchos tienen cuencas limitadas por fallas lístricas al pie del talud continental, formando semigrabens, mientras que los márgenes estrechos no las tienen; por otra parte, y tras hacer las reconstrucciones correspondientes, el homólogo de un margen estrecho siempre es uno ancho y viceversa. Para explicar esta situación, BARBIER y otros (1986) y MALOD (1987) han utilizado el modelo de WERNICKE (1981) de cizallamiento de bajo ángulo de la corteza (TRANSPARENTES con Fig. 28 y 29), aunque ambos autores colocan la fractura de forma diferente: - para los primeros (TRANSPARENTE con Fig. 28a) baja hacia el margen ancho y - para el segundo, baja hacia el estrecho (TRANSPARENTE con Fig. 8b). La extensión se realiza por deslizamiento de los dos fragmentos de corteza superior a lo largo de la falla, lo que provoca la fracturación del que queda por encima de la misma (TRANSPARENTE con Fig. 29). En el adelgazamiento central se produce vulcanismo básico. En un estado más avanzado de separación, el más ancho con una serie de bloques basculados de basamento y una sedimentación reducida, p. ej. el actual Armoricano-Aquitánico y el más estrecho con vulcanismo importante inicial y sedimentos más potentes situados en el borde de un margen continental sin fracturar. En las fases posteriores de compresión se puede dar la inversión de las fallas lístricas, que se convertirán en cabalgamientos. 5. 2.2.- Cuencas en márgenes convergentes El proceso de envejecimiento de la litosfera, el enfriamiento y el aumento de la densidad de la misma produce un desacoplamiento en el límite océano-continente, lo que da paso al cambio de un margen pasivo a uno convergente. En esta transformación se producen modificaciones notables, en especial en las proximidades a la fosa y sobre la vertical de la zona de subducción. Cuando la zona de subducción se localiza en el antiguo límite de la corteza continental-corteza oceánica, se pueden distinguir, desde el océano hacia el continente, los siguientes dominios: - fosa: es la expresión morfológica del fondo marino de la zona de subducción. Llega hasta profundidades

cercanas a 11 km. La parte más profunda es horizontal debido a la sedimentación de materiales hemipelágicos y turbiditas.

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- complejo de acreción: (o prisma de acreción) es un apilamiento de escamas aplanadas, separadas por contactos normales con una curvatura con la convexidad del arco. Sus materiales son eupelágicos llevados sobre la corteza oceánica que se hunde en la fosa y por los materiales depositados en la propia fosa.

- cuenca de ante-arco: (en inglés: forearc basin) se forma sobre el prisma de acreción entre la fosa y el arco. Se llaman también cuencas frontales. Su estructura interna es simple, ya que mientras hay depositación en ellas, casi no hay deformación. Se han clasificado varios tipos de ellas: cuencas profundas o poco subsidentes con escasa sedimentación Fig.22.21A; cuencas con aguas profundas localizadas entre el arco y la parte emergida del prisma, tienen escaso relleno Fig. 22.21B; cuencas “de arcos sedimentarios”, que son similares a la anterior pero con mayor relleno Fig. 22.21C; cuencas locales en el arco, se caracteriza por la ausencia de una verdadera cuenca de antearco y escaso desarrollo del prisma, aunque hay pequeñas cuencas locales en el arco Fig. 22.21D; cuencas entre el arco y un prisma de acreción ampliamente emergido. Todas estas cuencas tienen materiales terrígenos fundamentalmente provenientes del arco, en las más profundas hay turbiditas.

- arco volcánico: elemento más notable de todos los márgenes convergentes y condiciona la modificación de la cuenca sedimentaria. En los márgenes convergentes adyacentes a continentes está constituido por corteza continental engrosada y elevada debido a efectos de metamorfismo y magmatismo ligados a la subducción. Como relieve elevado en él no hay sedimentación.

- cuencas intraarco: se localizan dentro del arco, de pequeño tamaño y limitadas por fallas. Más adelante se tratan con más detalle.

- cadena montañosa: sólo se forma en los márgenes convergentes contraídos. Por lo menos en esta parte de la evolución de un margen. Se deben a los empujes laterales del arco, que provocan cabalgamientos y pliegues vergentes hacia el continente, en la cobertura sedimentaria del fragmento del margen que queda entre el continente y el arco, en la parte más cercana del arco.

- cuenca de retroarco. FIG 22.7B (retroarc basin) queda entre el continente y el arco. Es la precursora de la cuenca remanente o residual y es realmente la parte que queda de la cuenca del margen pasivo originario sin haber sufrido ninguna deformación. La sedimentación es marina somera, en los sectores adyacentes al continente, y pelágica con importantes intercalaciones de turbiditas en el resto. Las turbiditas provienen del antepaís y también del arco continental.

En los casos de zona de subducción intraoceánicas, en las que la corteza oceánica enfriada se hunde bajo la corteza oceánica se distinguen: - fosa - complejo de acreción - cuenca de antearco - arco volcánico: (arco insular) en este caso está inicialmente constituido por corteza oceánica, pero con la

sucesiva entrada de material ígneo se va engrosando y se transforma en corteza de carácter intermedio. Como relieve elevado en él no hay sedimentación.

- dos cuencas intraarco (una activa con expansión y otra inactiva llamada back-arc, que alcanza al continente). Fig. 22 7A.En este caso son de gran desarrollo, las activas con un centro de expansión oceánica y las inactivas. Su sedimentación es esencialmente piroclástica y detrítica.

Dentro de los sistemas arco-surco intraoceánicos se diferencian tres tipos: emigrante, estacionario y separado Fig. 22.20. El término flysch se usa con mucha frecuencia para designar a los depósitos esencialmente turbidíticos formados en etapas anteriores a la deformación de una cadena montañosa. De acuerdo a lo descrito antes los depósitos de flysch serían los más recientes de las cuencas de antearco y de la cuenca de retroarco, en ambos casos con materiales provenientes de los nuevos relieves (arco volcánico). - Cuencas inter-arco o intraarco: situadas en realidad tras un complejo arco-surco en un borde convergente entre dos placas, pero en el que un arco magmático sufre tensiones locales que llevan a una distensión y rotura con aparición de nueva corteza oceánica. Estas cuencas parecen una contradicción: son estructuras de distensión relacionadas con márgenes convergentes de placas (TRANSPARENTE con Fig. 30).

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Su origen es el intenso flujo térmico generado tras el arco magmático, ligado a un movimiento de separación en las corrientes de convección del manto, que adelgaza y estira la placa suprayacente, y separándola en dos. El movimiento relativo es variable; así en Sumatra se produce un sistema de fallas en dirección, que dan lugar a cuencas de separación ("pull-apart basins"). En otros casos el arco magmático se rompe por su parte trasera y se produce divergencia, como en Tonga o Las Marianas, apareciendo corteza oceánica entre ambos fragmentos. Comienzan su evolución como grabens completos, de los que puede ser un ejemplo la depresión de Nicaragua, tras el arco magmático Centroamericano, en el que se depositan sedimentos fluviales y lacustres de origen volcánico, con cenizas y piroclastos intercalados. Posteriormente, si el proceso continúa, la separación hace que se formen mares someros de subsidencia rápida a moderada, con sedimentación abundante, en los márgenes, y sólo pelágica, en el centro, a veces asociada a turbiditas procedentes del arco magmático. En su conjunto recuerdan cuencas protooceánicas, pero asociadas a un complejo arco-surco convergente y, además, reciben menos sedientos, pues los márgenes no se elevan como en el otro caso. Los sedimentos tienen un claro origen volcánico y están asociados a piroclastos, cenizas y coladas de lava. Otro origen de estas cuencas es el de un fragmento de corteza oceánica atrapada tras un arco magmático, cuando se produce la subducción dentro de área oceánica, como en las Aleutianas, pero entonces, es mejor denominarlo mar marginal, pues no hay extensión tras arco. Es importante destacar que esta división o caracterización de zonas dentro de este tipo de cuencas en márgenes convergentes ha sido explicado por otros autores, quienes las describen como Cuencas ligadas a contactos de placas con movimiento convergente. Las cuencas ligadas a contactos entre placas con movimiento convergente son muy variadas en su geometría, facies sedimentarias y evolución, dependiendo de la naturaleza de las placas (continental u oceánica), el ángulo de encuentro, la velocidad del proceso de subducción y el ángulo de la zona de Benioff y el aporte de sedimentos. Básicamente se dan dos tipos de cuencas en estos contactos: los sistemas arco-surco, con vulcanismo y magmatismo importante y que se forman entre dos placas oceánicas o una oceánica y una continental y las cuencas de antepaís ("foreland basins") sin magmatismo asociado, situadas al frente de una cordillera plegada de tipo alpino y sobre corteza continental (DICKINSON & SEELY, 1979). a) Complejos arco-surco Estos complejos tienen una estructura característica; de mar a tierra se pueden distinguir los siguientes elementos TRANSPARENTE con Fig. 34): - Surco o fosa oceánica: es el área donde se sumerge una de las placas y comienza el proceso de subducción; puede llegar a tener 10.000 metros de profundidad, y es una estructura alargada. - Complejo de subducción: en superficie forma un relieve positivo. Esta formado por una acumulación de sección triangular formada por los sedimentos que recubrían la placa oceánica subducida profundamente deformados y fragmentos de la propia placa, desprendidos por la presión que se ejerce en el contacto entre ambas. Si el proceso se prolonga algunos millones de años, se van produciendo sucesivas cunas que elevan las anteriores, ya que apenas hay desplazamiento horizontal en esta área, adquiriendo el perfil transversal en cuna característico.

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- Cuenca de antearco ("Forearc basin"): zona deprimida de 50 a m de anchura en la que se pueden acumular grandes espesores de sedimentos (MARLOW y otros, 1973; DICKINSON, 1976). - Arco magmático: zona de actividad ígnea formada por rocas volcánicas y plutónicas con relieve positivo importante, se origina en el área donde emergen a la superficie los productos de la fusión parcial de la placa subducida, que libera la fracción más volátil de la misma. - Zona de retroarco: es muy variable: mares epicontinentales con o sin expansión, áreas continentales estables, áreas continentales con retrocabalgamientos, etc. El arco magmático y el surco son paralelos, demostrando su intima relación genética y, aunque las zonas activas pueden cambiar de posición con el tiempo, siempre es posible reconstruir los diferentes componentes del complejo debido a que la polaridad básica siempre se mantiene. Las cuencas de antearco presentan diversas vaciantes; según DICKINSON & SEELY (1979) pueden ser (Transparente con Fig. 35): - Cuencas intramacizo (1), situadas directamente sobre el arco magmático. Son pequeñas y con escasa potencia de sedimentos. - Cuencas residuales (2), en las que los sedimentos se depositan concordantemente sobre corteza oceánica o de transición sin deformar, atrapada entre el complejo de subducción y el arco magmático. Son las más abundantes y en las que mayor potencia de sedimentos se acumula. - Cuencas de (prisma de) acreción (3), pequeñas cuencas situadas en el complejo de subduccion aprovechando las depresiones entre cuñas. - Cuencas construidas (4), en las que los sedimentos yacen discordantes sobre la parte extrema del arco y la interna del complejo de subducción. Los complejos de subducción son difíciles de observar directa o indirectamente en los complejos actuales, por lo que muchas de sus características se han estudiado en complejos antiguos, donde la erosión ha descubierto sus raíces profundas. Están formados por secuencias de rocas sedimentarias plegadas, básicamente hemipelágicas, que conservan sus características originales, tectónicas metamórficas con esquistosidad que modifica casi totalmente la fabrica original de las rocas y mezclas caóticas denominadas "melanges" en las que existe una matriz esquistosa en la que "flotan" algunas inclusiones de rocas no totalmente deformadas. Las rocas que componen el complejo son muy variadas: algunas de origen ígneo, como gabros y diabasas de la corteza oceánica, rocas ultrabásicas del manto superior y rocas basálticas de las dorsales medio-oceánicas, y otras sedimentarias, como carbonatos someros procedentes de islas oceánicas y, sobre todo, turbiditas procedentes del continente o de las cuencas de antearco. Las cuencas de antearco tienen un relleno característico que comienza por turbiditas con abundante material volcanoclástico que descienden del arco magmático, perpendicularmente a la cuenca, pero que luego puede desplazarse cientos de kilómetros, paralelas a él, y culminan con series de plataformas y series costeras (Transparente con Fig. 35). En algunos casos, la sedimentación es tan importante que rellena la cuenca y desborda sobre el complejo de subducción cubriéndolo de una capa sedimentaria de espesor variable (400 a 2.000 m); se han descrito casos así en Japón (SHIKI & MISAWA, l982; von HUEME y otros, 1982), Barbados (BIJU-DUVAL y otros, 1981; BIJU-DUVAL y otros, 1982) y Perú (MOBERLY y otros, 1982; von HUEME, 1981). En estos casos se producen grandes deslizamientos de la cobertura sedimentaria hacia el surco, con desarrollo de fallas de bajo ángulo, gravitatorias.

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En otros casos la sedimentación en las cuencas es pequeña y esta formada básicamente por hemipelagitas y algunas turbiditas, como en parte de la región Tonoa-Kermadec (KARIG, 1970). Estas cuencas reciben el nombre de "inanes" ("starved basins"). Se conocen algunos ejemplos antiguos bien interpretados como complejos arco-surco. LEGGET (1980) y LEGGET y otros (1982) han descrito el complejo de acreción de avan-arco de las Southern Uplands de Escocia, ligado al cierre del Océano Japetus durante los movimientos caledónicos y que contienen sedimentos hemipelágicos, turbiditas y rocas volcánicas de edades comprendidas entre el Ordovícico Medio y el Silúrico Superior. VEGAS (1981) describe el complejo de edad carbonífera de Huelva-Algarve como producido durante una convergencia de placa oceánica y el Macizo Ibérico. b) Cuencas de antepaís: en esta clasificación se describen en el punto 5.2.3. (Cuencas formadas en relación con

la colisión). 5.2.3.- Cuencas formadas en relación con la colisión Están relacionadas con la colisión y la formación de cordilleras de plegamiento, que se superponen a márgenes continentales después de la formación de los mismos. Son cuencas ubicadas entre la nueva cordillera de plegamiento y el antiguo continente. Corresponden a la última fase del ciclo de WILSON. La última fase del ciclo de WILSON es la colisión continental que provoca el final de la sedimentación en el margen. Durante este proceso se forman varios tipos de cuencas, las principales son: 3.1.- Cuencas de Antepaís (foreland basins) 3.2.- Cuencas intramontanas o intramontañosas. Además hay otras que por muchos autores son consideradas como partes del proceso de formación de estas dos. Por ej. están: - Cuencas remanentes, - Cuencas intracadena, - Cuencas de antepaís satélites o Piggy-back basins, Cuando un margen se acerca a otro por efecto de la subducción se separan las zonas internas y las zonas externas Transparente con Fig. 22.22. Las Zonas Internas o Intérnides son los materiales del arco insular o de islas y las áreas oceánicas adyacentes, en las que hay intensa deformación (incluido el magmatismo y metamorfismo) que permiten diferenciar zócalo de cobertura. Aquí están parte de la cuenca oceánica, el arco y la cuenca backarc. Las Zonas Externas o Extérnides, son las regiones más alejadas de la zona de subducción, constituyen los márgenes estables. Durante el desarrollo del Ciclo de WILSON se forman una serie de cuencas, como la cuenca de antearco y otras ya descritas,. Cuando se produce la colisión intracontinental, es decir, se juntan los márgenes estables o las zonas externas, dejando en su centro la zona interna muy plegada y fallada, se originan las cuencas remanentes. Si el proceso de choque sigue, las cuencas remanentes pierden profundidad y pasarán a formar cuencas de antepaís. Transparente con Fig. 22.23. Al final, las zonas internas contienen materiales intensamente deformados, procedentes de un antiguo arco de islas, del prisma de acreción, de la cuenca de antearco y de las cuencas oceánicas o semioceánicas adyacentes al arco. Estos materiales se desplazan en forma horizontal por grandes distancias (cientos o miles de kilómetros) antes de colisionar con los márgenes. En la terminología inglesa se les denomina terranes.

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Cuencas Remanentes (remanent basin o foredeep basin) se extiende desde el continente hasta el frente activo formado por los nuevos relieves emergidos que se desplazan hasta el continente y que tiene una parte marina profunda en las proximidades del frente activo. Evoluciona hasta dar origen a una cuenca más somera que es la cuenca de antepaís. Sus depósitos son de tipo marino, con un sector subsidente profundo, frente a una cadena montañosa en formación. La posición geográfica de la cuenca cambia constantemente al desplazarse hacia el continente. Los depósitos son asimétricos y se producen deslizamientos gravitacionales (debris flows, corrientes de turbidez, etc.), que dan lugar a importantes volúmenes de turbiditas y facies asociadas que se incluyen en el flysch. Un rasgo significativo es la presencia de olitostromas alimentados desde el frente activo de plegamiento o cabalgamiento. Cuencas Intracadena se forman algunas regiones subsidentes dentro de la cadena montañosa, durante el desplazamiento del frente activo. Generalmente son cuencas que han sido intensamente deformadas en las etapas finales de la colisión y posteriormente sufren fuerte erosión. Se caracterizan por los depósitos detríticos fluviales a veces con rocas piroclásticas intercaladas. 5.2.3.1.- Cuencas de Antepaís o foreland basins Son otro tipo de cuencas sedimentarias formadas en contactos de placas con movimiento convergente; frente a una cordillera plegada (nueva) y el cratón estable adyacente, cuando la carga de las estructuras cabalgantes deforma, flexionando elásticamente su antepaís. Su sección es muy asimétrica, situándose los mayores espesores de sedimentos inmediatamente al lado de las estructuras cabalgantes, mientras que se adelgazan en cuña hacia el cratón estable (TRANSPARENTE con Fig. 36). Los depósitos típicos de la cuenca de antepaís son las molasas. Molasa es una serie rítmica (no turbidítica) marina somera y continental. La tasa de sedimentación puede variar entre los 1000 m/Ma en las partes proximales a la nueva cadena montañosa y los 50 m/Ma en las distales. La diferenciación de una cuenca remanente con una de antepaís es complicada, ya que en parte se superponen por el hecho de ser una la continuación de la otra. La diferencia que hacen algunos autores esta en la presencia o existencia de deslizamientos masivos en el frente activo o no. Mientras existan deslizamientos masivos del frente activo, que formen olistostromas es una cuenca remanente, si no, las cuencas con sedimentación inicialmente marina sin olistolitos son de antepaís. Olistostroma (olistrostrome) es una acumulación más o menos caótica de materiales de diversa granulometría, desde bloques a lutitas, que pueden tener un origen puramente sedimentario (p. ej. colapso de talud) en cuyo caso se suele denominar “depósito de flujo de derrubios” (debris flow deposit) o “debrita”, o ser el resultado de la erosión del frente de un manto de corrimiento cuyos restos acceden a una cuenca sedimentaria sobre cuyo fondo se deslizan. El ejemplo clásico es la depresión de la Molasa, en Suiza, y otras cuencas de este tipo son: la cuenca del Po, la depresión indogangética, y, en España, la cuenca del Guadalquivir, la del Ebro y la Surpirenaica. El termino cuenca de antepaís fue definido por DICKINSON (1974), posteriormente DICKINSON (1981) ha distinguido entre dos tipos de cuenca de antepaís: a) Cuencas periféricas: situadas frente a la cadena plegada formando una sutura crustal en una colisión continente-continente tras haberse consumido toda la corteza oceánica, como la depresión indogangetica, la depresión de la Molasa en los Alpes (Suiza) Transparente con Fig. 22.24, o el Golfo Pérsico, y b) Cuencas de retroarco: formadas tras una cadena plegada surgida por una colisión placa oceánica-placa continental, en relación con los retrocabalgamientos formados en el cratón estable, por ej. las grandes acumulaciones sedimentarias entre los Andes y el Atlántico o las cuencas cretácicas y del Terciario Inferior del este de las Rocosas, en USA y Canadá.

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Una característica común de todas las cuencas de antepaís es la subsidencia rápida, aunque corta en el tiempo, del orden de 200 m/Ma, ligada a una migración rápida de los depocentros hacia el continente. Si la deformación es importante, parte de los primeros depósitos de la cuenca de antepaís sufren deformación al verse incorporados a la zona de deformación. Cuando la deformación del frente cabalgante se hace por cabalgamientos imbricados, cada uno de ellos tiene una vida limitada en el tiempo, formándose nuevos cabalgamientos más allá de los inactivos, hacia el cratón estable. Cada nueva estructura moverá de forma pasiva todas la anteriores y en casos extremos, puede transportar cuencas de antepaís activas; estas cuencas han recibido el nombre de "piggyback basins" (el termino podría equivaler a "cuencas a cuestas"). Transparente con Fig. 22.25. En el frente surpirenaico se desarrollan varios de diferente tamaño, destacando las cuencas Eocenas de Graus y Jaca-Pamplona, mientras que en el borde NE de los Apeninos el proceso que comenzó en el Mioceno aun continúa bajo el valle del Po y el Mar Adriático. El desplazamiento de las cuencas pirenaicas se debe a la acción de numerosos cabalgamientos que fueron actuando en relevo hacia el SW, de forma que sedimentos cada vez más jóvenes se ven implicados en el movimiento de dicha dirección. El relleno de las cuencas de antepaís es muy complejo, con rápidos cambios de facies transversales y longitudinales provocados por las diferentes fases de actividad tectónica que dificultan las correlaciones. Suele dominar la sedimentación continental clásica, procedente sobre todo de la cadena en plegamiento y transportada por ríos subsecuentes que la cortan, formando enormes abanicos aluviales al alcanzar la cuenca; el drenaje principal puede ser entonces transverso al eje mayor de la cuenca, como en gran parte de los Andes Meridionales, o paralelo al mismo, como en la depresión ingogangetica. Cuando existe comunicación con el mar se establece una clara polaridad: - en un extremo de la cuenca hay sedimentación continental y deltaíca, - mientras que en el otro hay sedimentación tubidítica, con un talud que las separa y que migra con el tiempo. En las fases finales de relleno se pueden formar potentes evaporitas, al aislarse temporalmente áreas con sedimentación marina que se desecan por completo. Por último, se produce el relleno con facies continentales (abanicos aluviales, fluviales y lacustres) que suelen exhibir importantes discordancias progresivas. 5.2.3.2.- Cuencas intramontanas o intramontañosas. Cuando termina la colisión, ya producidos todos los cabalgamientos productos de los movimientos horizontales, en el conjunto de la nueva cordillera pueden delimitarse áreas subsidentes rodeadas de montañas. Estas zonas deprimidas son las cuencas intramontañosas o intramontanas, que se han iniciado como una cuenca intracadena. Transparente con Fig. 22.25. Son áreas subsidentes ubicadas entre las montañas una vez terminada la etapa de colisión (después de los cabalgamientos). Normalmente con posterioridad al desplazamiento lateral y antes de la depositación se producen áreas morfológicamente deprimidas, o depresiones intramontañosas o postorogénicas, las cuales reciben materiales de los relieves montañosos adyacentes. Los depósitos pueden iniciarse con sedimentos marinos someros, que pasan a evaporitas, al cerrarse la cuenca, después a depósitos lacustres y fluviales. Sus mayores espesores puede superar los 7 km y alcanzan tamaños de 800x400 km. 5.2.4.- Cuencas relacionadas con fallas transcurrentes y transformantes También se les llama Cuencas ligadas a contactos con movimiento paralelo de placas. Las fallas de dirección son aquellas que poseen un movimiento principal horizontal (pero son muy raras las que sólo tienen movimiento en este plano).

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Si son importantes y rompen la litosfera completamente, se denominan fundamentales o transcurrentes y si comienzan y acaban en las zonas de subducción o en las dorsales oceánicas se denominan de transformación o transformantes. En otras palabras una falla transformante sirve de límite de placas y afectan a toda la litosfera y las fallas transcurrentes se sitúan dentro de una misma placa, con movimientos que van de decenas a centenas de metros. Estas fallas no poseen una traza rectilínea, sino sinuosa, entrelazada, que da lugar a zonas de compresión y distensión. Las zonas de compresión darán origen a un área transpresiva, en la cual la falla transcurrente con movimiento de dirección (siempre dominante) se asocia a una componente de falla inversa, por lo que son convergentes, produciéndose en ella elevaciones corticales que van acompañadas normalmente con erosión, de manera que constituyen una de las fuentes principales de sedimentos. En las zonas de distensión, las fallas transcurrentes con movimiento principal en la horizontal tienen, además, un componente de fallas normales, por lo que habrá extensión y crecimiento cortical, subsidencia, con la posibilidad de formar cuencas sedimentarias o áreas transtensivas, a las que llegan los sedimentos de las áreas elevadas adyacentes. Con frecuencia la falla transcurrente se diversifica en dos que se entrecruzan debido a cambios en la inclinación de los planos, de manera que en unos sectores dan dispositivos convergentes e inmediatamente al lado dispositivos divergentes. Es decir delimitan bloque hundidos y bloques levantados que corresponden a sectores transtensivos y transpresivos, respectivamente. Por esto pueden ser denominadas, también (TRANSPARENTE con Fig. 31) transtensionales y transpresionales. Asociadas a ellas se forman cuencas de geometría y evolución muy variadas. Las fallas tienen esta geometría sinuosa porque deben adaptarse a las discontinuidades y cambios de materiales que cortan. En sección suelen estar formadas por abanicos de fracturas divergentes que se unen en profundidad en una y una única subvertical, dando una estructura "en flor" característica. En superficie estas fracturas individuales se presentan como cabalgamientos que, en general, tienen una extensión lateral de unos pocos kilómetros, pero que se disponen en relevo unos de otros. En cualquier análisis de cuencas ligadas a fallas en dirección se debe tener en cuenta que, al progresar el movimiento, la geometría, orientación y régimen de cada una puede cambiar substancialmente con el tiempo, pasando de transpresivo a transtensivo y viceversa, y que casi nunca encontraremos los sedimentos adyacentes a la fallas que controlarán su depositación, sino a otras más jóvenes. Las cuencas de este tipo son más pequeñas que las originadas por extensión, por tensión o por contracción, midiéndose en algunos decenas de kilómetros como máximo y apenas sufren subsidencia por enfriamiento, ya que los procesos relacionados con la astenósfera son mínimos o no existen. Según CHRISTIE-BLICK & BIDDLE (I985) hay una serie de características propias de estas cuencas: a) Siempre hay un choque importante entre las rocas puestas en contacto por las fallas y las reconstrucciones del estado inicial del área requieren grandes desplazamientos horizontales, de varias decenas a centenares de kilómetros. Para estas reconstrucciones son muy útiles los estudios del área fuente de los datos de los conglomerados; b) La asimetría de las cuencas es muy acusada en sección transversal, migrando depocentros y facies rápidamente; c) La subsidencia es muy rápida, pero episódica, acumulándose en condiciones favorables más de 1.500 m de sedimentos por millar de años, llegando en algunos casos a 4.000 m; d) Los sedimentos muestran fuertes cambios de facies y discordancias intraformacionales de gran tamaño, y e) Diversas cuencas a lo largo del mismo sistema de fracturas pueden tener sedimentos muy diferentes, debido a los diferentes regímenes tectónicos posibles a lo largo de ello.

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En series antiguas puede ser muy complicado encontrar las relaciones mutuas. Son divididas por algunos autores en Cuencas transtensionales y en Cuencas transpresivas. 5.2.4.1.- Cuencas transtensionales En el movimiento de una falla en dirección que presente ondulaciones, se formaran áreas deprimidas en las zonas de transtensión, que recibirán sedimentos procedentes de sus bordes, y de áreas elevadas por plegamiento y fracturación en las zonas de transpresión. Esto se puede dar en curvaturas suaves o muy acusadas, aunque la forma es ligeramente diferente: (TRANSPARENTE con Fig. 31), - en el primer caso, se forma una cuenca en forma lenticular vista en planta, llamada cuenca de disipación ("Releasing bend"), mientras que - en el segundo, se forma una de forma oblonga denominada cuenca de separación ("pull-apart basin"). Los "pull-apart basin" tienen mayor importancia, aunque la escala de estas cuencas varía desde unos pocos centímetros a varias decenas de kilómetros de longitud. La corteza continental se estira y puede llegar a dar lugar a la aparición de rocas volcánicas en el centro de la cuenca (TRANSPARENTE con Fig. 32). Los sedimentos pronto rellenan el espacio creado por el movimiento. Es habitual que primero se forme un lago, si el fenómeno ocurre en áreas continentales, pero como la diferencia de relieve entre el fondo de la cuenca y los bloques marginales es grande, descienden abanicos aluviales que pueden colmatar la cuenca, y si el movimiento continúa, pueden formarse en el centro, redes fluviales longitudinales. Hay que destacar que la potencia estratigráfica de estos sedimentos que, siendo heterocronos conservan la misma facies durante mucho tiempo, puede ser extraordinaria. La Brecha Violín, asociada a la Falla San Gabriel en el Sur de California, tiene unos 12.000 m, y Steel y Gloppen (1980) describen espesores cercanos a los 26 km. El Mar Muerto constituye un ejemplo clásico de este tipo de cuencas. Tiene más de 10 km de sedimentos acumulados desde el Mioceno hasta la actualidad, y su depocentro migra rápidamente hacia el N. Su relleno está formado por tres grandes grupos: - comienza con 2.000 m. de depósitos continentales clásticos del Miocenco al S., Cerca del Mar Rojo, - seguidos por 4.000 m de evaporitas marinas depositadas en la Fosa de Sodoma, algo más al N., y de edad Plioceno-Pleistoceno Inferior. - Actualmente la sedimentación tiene lugar en la fosa Amora-Lisan, donde se han acumulado unos 3.500 m de evaporitas y carbonatos lacustres y sedimentos aluviales asociados, que han reaccionado a los esfuerzos tectónicos deformándose diapíricamente. El movimiento lateral de las fallas puede ser difícil de descubrir, ya que a nivel de afloramiento destaca el juego vertical entre ambos labios de la falla, que da lugar a auténticos cabalgamientos, y la heterocronía de facies aluviales idénticas no siempre es fácil de probar. McLAGHLIN & NILSEN (1982) en su descripción de una pequeña cuenca transtensional de California ilustran un buen ejemplo de esta componente vertical del juego de una falla en dirección, cuyo labio elevado es fuente de la mayor parte de los sedimentos.

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En otros casos, y al igual que en los rifts intracontinentales, gran parte de los sedimentos proceden del labio hundido. En los bordes de los continentes se producen cuencas cerradas de gran profundidad, rodeados por islas o costas acantiladas. Los que quedan situados cerca de la costa reciben abundantes sedimentos en forma de turbiditas que forman abanicos submarinos muy potentes (p. ej. San Diego) o incluso masas deslizadas gravitacionalmente, así algunos, completamente llenos afloran en la actualidad en el sur de California, mientras que, los más externos, apenas reciben sedimentos. El Golfo de California es un caso extremo de este tipo de cuencas (TRANSPARENTE con Fig. 33). En él, una serie de fallas en dirección muestran una disposición "en echelon" con subcuencas de extensión asociadas. Uno de sus extremos está abierto hacia el mar, mientras que el otro está en el continente. Las cuencas de extensión actúan como trampas de sedimentos, y así, en su borde norte hay potentes acumulaciones de materiales continentales depositados por el río Colorado que, tras rellenar la depresión de Salton con más de 5 km de sedimentos, vierte ahora al mar, formando un delta importante. La única fuente importante de sedimentos clásticos es este río, y según nos alejamos de él comienza a dominar la sedimentación pelágica organógena, que es exclusiva en su extremo sur. La Cuenca de Soria (Cameros) ha sido interpretada como una cuenca de transtensión por GUIRAUD & SEGURET (1985). 4.2.- Cuencas transpresivas La sedimentación asociada a fallas en dirección se ha relacionado, en general, a las zonas de transtensión, especialmente a las cuencas de separación ("pull-apart basins"), pero también puede darse en zonas de transpresión, ligada a elevaciones por eyección ("pull-up swells") que tienen en sección transversal forma de flor. Estas áreas elevadas limitan en ambos lados depresiones que pueden experimentar subsidencia importante, y están limitados por: - las áreas de transpresión elevadas, - la falla en dirección que da lugar a la zona de transpresión, - una rampa ligeramente inclinada hacia las otras dos. Se parecen a las cuencas de antepaís, pero su extensión lateral es mucho menor, aunque la potencia de sedimentos que se pueden acumular puede ser muy grande y en planta pueden tener forma de triángulo escaleno o de ojal estrecho. Los sedimentos pueden ser continentales o marinos, pero todos ellos muestran aportes desde la rama elevada por eyección y desde la falla en dirección. Los sedimentos de bordes activos muestran deformaciones sintectónicas importantes, como en el borde SE de la Cuenca del Ebro o en el SW de Spilsbergen. 5.2.5.- Cuencas oceánicas Son cuencas ubicadas dentro de una misma placa, en las cuales el substrato es la corteza oceánica y cuyos límites son dorsales y/o fosas. Ejemplos de cuencas oceánicas que ocupan desde la dorsal a la zona de subducción son las placas pacífica, de Nazca, de Filipinas y de Cocos. Puede ser un problema definir el límite entre una cuenca oceánica y una de margen continental, pero se ha establecido como criterio convencional que el margen llega hasta donde alcanzan los depósitos turbidíticos y los lodos terrígenos, mientras que la cuenca oceánica ocupa el área en la cual domina la sedimentación eupelágica (fangos y arcilla roja abisal).

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Los depósitos son de materiales pelágicos con facies uniformes en amplias regiones. Se depositan unidades laminares o tabulares con terminaciones en forma de cuña hacia el borde de la dorsal. La tasa de sedimentación es de milímetros al año, mientras que la desaparición cortical es de centímetros al año. La edad de los materiales va desde el actual hasta la que tiene la corteza que la infrayace.

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CAMBIOS RELATIVOS DEL NIVEL DEL MAR Transgresión: corresponde al movimiento horizontal tierra adentro de la línea de costa o al avance o extensión del mar sobre áreas en las que anteriormente había depósito o erosión continental debido a la brusca elevación del nivel relativo del mar. Regresión: es el movimiento horizontal mar adentro de la línea de costa o el avance o extensión de áreas con depósito costero y/o continental sobre áreas anteriormente ocupadas por el mar debido a un descenso brusco del nivel relativo del mar. Muchos autores consideran a la transgresión como sinónimo de la retrogradación y a la regresión como sinónimo de la progradación, aunque no son exactamente iguales. Retrogradación: es el dispositivo de crecimiento gradual de los cuerpos sedimentarios hacia el exterior de la cuenca Progradación: dispositivo de crecimiento gradual de los cuerpos sedimentarios hacia el interior de la cuenca Agradación: es la superposición de capas subhorizontales paralelas al muro de la formación. Al igual que existen las transgresiones y las regresiones sin retrogradación y sin progradación, también existen las progradaciones con regresión y con transgresión, así como la retrogradación con regresión y con transgresión. La progradación con regresión es uno de los casos más frecuentes, se forman dispositivos en intervalos de tiempo en los que la tasa de sedimentación supera a la tasa de subsidencia y en los que el volumen de aportes va aumentando. El dispositivo es progradante con la migración de la línea de costa mar adentro. La progradación con transgresión no es muy frecuente, pero se da en zonas donde la tasa de sedimentación supera a la subsidencia, formando un dispositivo progradante, y en las que los aportes van disminuyendo. La retrogradación con regresión también es poco común, ocurre en zonas en las que la tasa de sediementación es igual o superior a la tasa de subsidencia, por lo que la cuenca tiende a ser expansiva, produciéndose retrogradación. Si los aportes van aumentando en volumen, la línea de costa se desplaza en sentido contrario al de la expansión de las unidades, dando lugar a la regresión. La retrogradación con transgresión es un caso frecuente y se forma cuando la tasa de subsidencia supera a la de sedimentación y los aportes se mantienen más o menos constantes o van disminuyendo. La línea de costa se desplaza hacia el continente (transgresión) y las unidades litoestratigráficas se expanden hacia el exterior de la cuenca (retrogradación) Los ciclos transgresivos-regresivos es un ciclostema Las regresiones y transgresiones son expresiones estratigráficas de los cambios del nivel del mar. Estos cambios pueden ser: - Cambio relativo del nivel del mar que es un fenómeno (alocíclico o autocíclico) de levantamiento o hundimiento del fondo marino y/o del nivel del mar, que puede quedar reflejado en las secciones estratigráficas con secuencias transgresivas o regresivas (de escala decamétrica o hectométrica) o secuencias de somerización o de profundización (escala métrica).

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- Cambio eustático es una modificación de la posición del nivel del mar que afecta a todos los océanos, inducido por fenómenos alocíclicos de gran escala. Es un cambio absoluto en el nivel del mar. Fenómeno alocíclico: son eventos o fenómenos externos a los sistemas sedimentarios que afectan a una cuenca sedimentaria o tienen una escala global. Fenómeno autocíclico: son fenómenos o eventos originados propios de los sistemas sedimentarios Un ejemplo de cambio relativo local es el alzamiento o hundimiento de una zona producto de una falla en el borde de una cuenca, donde el nivel del mar cambia solamente a nivel local, permaneciendo constante en todos los otros sectores del planeta. Un cambio global es el descenso o ascenso es el que se produce por congelación o fusión de los casquetes polares. Los cambios eustáticos se producen por: a) Cambios en el volumen del agua de los océanos: Se parte de la hipótesis que el volumen de agua total de los océanos ha permanecido constante, los cambios se deben a variaciones en la extensión de los casquetes polares o glaciares sobre los continentes. También se pueden producir por la desecación de algunas cuencas oceánicas, por Ej. el Mediterráneo en el Messiniano ( ) y también a cambios de la temperatura del agua. b) Cambios en el volumen de las cuencas oceánicas: Se producen por variaciones en el volumen de las crestas oceánicas, por la inundación de nuevos océanos, por cambios notables en el volumen de los sedimentos depositados y por cambios en el geoide. Todos tienen un control climático o tectónico. Algunos autores proponen términos de: -Glacioeutatismo para fluctuaciones del nivel del mar por crecimiento o fusión de casquetes glaciales. Ejemplos de estos cambios son: - En el Carbonífero y en el Cuaternario las variaciones superan los 100 m - En el Jurásico y Cretácico normalmente los cambios fueron menores a 10 m. Estos cambios son rápidos a nivel de millones de años, puesto que varían a razón de 1 cm/año. - Tectonoeustatismo para fluctuaciones globales producto del tectonismo. Los cambios que pueden producir algunas dorsales son de hasta unos 350 m con una tasa del orden de 1 cm/ka, lo que la hace una 1.000 veces más lenta que la por glaciales. Los procesos orogénicos pueden causar modificaciones de unos 70 m con un promedio anual de 0,1 cm/ka. Estos valores son similares a los que producen algunos puntos calientes. El único cambio tectónico que es rápido es el que se produce por la inundación de una nueva cuenca tectónica. Los cambios eustáticos del nivel del mar han sido indicados en la columna estratigráfica por HAQ y otros en 1987 y después modificados pro HAQ y otros 1988 y se conoce como las Curva EXXON. Se han representado los cambios de los últimos 225 Ma, es decir desde el Pérmico Superior hasta hoy. También en esa escala se han representado os cambios relativos por solapamientos costeros. En esta última curva los valores 0 = nivel del mar más bajo conocido (hace unos 30 Ma.) y 1 = nivel más alto (hace 91 Ma.). A partir de estos valores los autores delimitan megaciclos o ciclos de 1er orden y superciclos o ciclos de 2º orden. Para realizar estudios de las cuencas sedimentarias se usa un término que fue propuesto por BROWN y FISHER (1977), que es Cortejo Sedimentario, que se relaciona con el Sistema Deposicional. Las secuencias depositacionales se pueden dividir en sistemas deposicionales y cortejos sedimentarios.

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Los sistemas deposicionales son divisiones de los materiales estratificados en función a las características sedimentarias y se dividen en: elementos deposicionales, asociaciones de facies y facies. Corresponden a volúmenes de materiales depositados bajo condiciones sedimentarias definidas. Por Ej.: - los depósitos de un medio deltaico corresponden a un sistema deposicional - una llanura deltaica (parte del medio) corresponde a un elemento deposicional - un canal dentro de la llanura deltaica corresponde a una asociación de facies. El cortejo sedimentario es el conjunto de sistemas deposicionales contemporaneos formados bajo las mismas condiciones del nivel del mar. Se establecen en función de sus límites, posición dentro de la secuencia deposicional, su geometría y su carácter transgresivo o regresivo, progradante o retrogradante.