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8/7/2019 00032277estructuras sedimentarias3

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1 DEFINICIN Y CONCEPTOS

La primera definicin en 1865, consideraba a la estratigrafa como una rama de la geologa que estudia elorden y posicin relativa de los estratos.

En 1957, Dumbar y Rodgers editaron el libro Principios de la estratigrafa, donde consideraban que se deba

incluir el estudio de:

a) Composicin, textura y estructura de las rocas estratificadas y sedimentarias.

b) Meteorizacin, transporte y sedimentacin (procesos modificacin)

c) Relaciones areales (horizontal) y temporal (vertical) de las rocas estratificadas, as como las sucesosimpresos en la estratificacin que nos permiten deducir la historia de la roca.

1) Serie local 2) Correlacin 3) Historia

En sentido estricto la estratigrafa se encarga del estudio de este ultimo apartado c), que marca los objetivosprincipales.

1) Serie local o sucesin estratigrfica

Se trata de estudiar los materiales del estrato, la delimitacin de la unidad, ordenacin temporal,,, a fin delevantar una serie estratigrfica de los estratos de la localidad, lo mas exacta posible. La ordenacin temporalse lleva a cabo colocando los mas antiguos abajo y los mas modernos arriba.

2) Correlacin

Se trata de establecer la relacin o equivalencia entre dos o mas series locales, comparando los materiales oestudiando el contenido fsil. (correlacin litolgica o temporal). Desde el punto de vista litolgico sonequivalentes cuando son el mismo material. Y desde le punto de vista paleontolgico, son equivalentescuando tienen igual edad, y distinto material.

3) Historia

Interpretacin el registro estratigrfico a fin de saber que ha sucedido en la superficie terrestres a lo largo de lahistoria y de la formacin del estrato.

En estos aspectos coincide con la geologa histrica y paleogeografa (distribucin geogrfica de los fsiles).

En 1960, Sller la defini como el estudio e interpretacin de las rocas sedimentarias y estratificadas, ascomo el estudio de la secuencia, y la correlacin y cartografa de las unidades estratigrficas (relacin entreellas y representacin en un mapa).

En 1977, Corrales y colaboradores la definieron como el estudio e interpretacin de los procesos registradosen las sucesiones sedimentarias, que nos permite conocer la disposicin sedimentaria, as como establecer lacorrelacin y los sucesos para su ordenacin temporal.

Tambin, estamos relacionando, en estas definiciones, las rocas sedimentarias y estratificadas. Esto se debe haque hay pocas rocas sedimentarias no estratificadas (yeso...) y viceversa (debidos a procesos volcnicos;

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piroclastos).

La sedimentologia y paleografa son la base de la geologa histrica.

DEFINICIN DE SEDIMENTOLOGIA

Se la considerado parte de la estratigrafa. Segn el glosario AGI, es el estudio de la roca y los procesos deformacin.

Lombard (1970), dice que es parte de la estratigrafa, y que se encargaba de la reconstruccin del mediooriginal (sedimentario) por medio de los datos que aportan los materiales de la capa segn su lugar deformacin.

Reading (1978), indica que esta dentro de la petrologa sedimentaria, puesto que a diferencia de laestratigrafa, excluye el factor tiempo.

Ricci Luchi (1980) dice/n que los limites estn mal definidos.

RELACIONES CON OTRAS CIENCIAS Y DISCIPLINAS DE LA GEOLOGA

Ecologa Biologa Qumica

Paleo ecologa Paleontologa Geoqumica

Paleogeografa Litoestratigrafa

Paleoclimatologa Geologa histrica Bioestratigrafa

Cronoestratigrafa

Geologa aplicada ESTRATIGRAFIA Magnetoestratigrafa

Quimioestratigrafa

Petrologa Sedimentologa Estratigrafa secuencial

Mineraloga Anlisis de cuencasGeodinmica interna Geodinmica externa Geofsica

Climatologa Edafologa Fsica

La estratigrafa, sedimentologa y geologa histrica, estn muy relacionados ya que entre ellas seintercambian numerosos datos, principios... La sedimentologa se encarga del estudio de la gnesis de lasrocas sedimentarias, y la geologa histrica establece la historia de las rocas, y todo tiene repercusin en losestratos (estructuras, discontinuidad...) que son estudiados por la estratigrafa.

Las ciencias de la columna de la derecha nos sirven sobretodo a la hora de establecer la correlacin entreseries locales.

PRINCIPIOS BSICOS DE LA ESTRATIGRAFIA

Normalmente los principios bsicos son tres, pero se le puede aadir un cuarto.

Principio de la superposicin de estratos

Este principio se debe a Steno (1669) que se dio cuenta que en una serie estratigrfica, poco o nadadeformada, el orden de superposicin de las capas es el mismo de su deposito, la edad decreca hacia arriba.

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Este principio tiene excepciones derivadas de determinados fenmenos geolgicos, como los procesoserosivosedimentarios de las cuencas fluviales, o las deformaciones tectonicas intensas que pueden llegar atumbar o invertir la serie, siendo necesarios criterios de poloridad para distinguir el orden de deposito.

Fue el primer intento de establecer la cronologa de los sucesos y como consecuencia, aparecieron lasprimeras divisiones cronoestratigrficas.

Principio del uniformismo y el actualismo

Se debe a Hutton, pero quienes mas lo divulgaron fueron Playfoir y Lyell. La frase original que lo enuncia esel presente es la clave del pasado.

Algunos autores lo consideran como un solo principio que indica que los procesos (fsicos) que han tenidolugar a lo largo de la historia de la Tierra, haban sido uniformes y semejantes a los actuales (continuos), ycomo consecuencia el estudio de las condiciones actuales nos sirven para la comparacin e interpretacin delo que paso en el pasado.

Aunque algunos autores lo considera como dos principios distintos:

Uniformismo: las leyes y procesos naturales han permanecido uniformes a lo largo del tiempo geolgico.

Actualismo: los fenmenos que hoy estn actuando han producido los mismos efectos en el pasado.

Sin embargo el uniformismo tal como fue enunciado no puede ser totalmente aceptado, ha de ser corregidopara permitir variaciones en el ritmo e intensidad con que se han desarrollado los procesos geolgicos. Unejemplo: es la atmsfera sin oxigeno que exista en el precmbrico, que no permita la vida.

Principio de la sucesin faunstica

Se debe a Smith, que por sus observaciones de la distribucin de los fsiles en el tiempo, se permite enunciareste principio, segn el cual cada estrato, o grupo de ellos, pueden identificarse por su contenido biolgico, oen otras palabras, las capas que tienen el mismo contenido fsil son de la misma edad, aunque su litologadifiera. Esto permite establecer una correlacin mas exacta al permitir una datacin de los materialescristalinos?

Principio de correlacin de facies (ley de Walther)

Se fijo en que solo las facies contiguas, pueden aparecer sucedindose en el tiempo.

C

B A B C

A

Facies, es un conjunto de caractersticas litolgicas y paleontolgicas que permiten diferenciar un conjunto deestratos de los adyacentes.

OTROS PRINCIPIOS

Horizontaneidad original

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A la hora de la sedimentacin los materiales, que mas tarde formaran los estratos, se depositaron horizontal yparalelos a la superficie de deposito (originalmente horizontal).

Continuidad lateral

Los estratos originalmente tienen continuidad lateral y terminan adelgazando en sus bordes. La edad es lamisma en toda al superficie del estrato.

Relaciones de corte

Cualquier sucesin estratigrfica cortada, es mas antigua que el material (o estrato) que lo corta. Ejemplo:falla

Simplicidad

Se debe a Ockttam, y dice que la teora o hiptesis mas sencilla es la que da la mejor explicacin a los hechos.

FENMENOS GENERALES

Persistencias de las facies

En ocasiones algunas facies que predominan en algunos momentos de la historia, persisten en la horizontal(extensin) y en la vertical (temporal). Un ejemplo son las Calizas de Montaa, que son calizas blancasiguales en toda su extensin (mantienen sus caractersticas idnticas). Otro ejemplo son la Cuarcita de Barrios,que no han variado casi nada de aspecto.

Hiatos (huecos) > registro

El tiempo del deposito es mucho mayor que le tiempo representado en el registro. Es decir, que el tiemporepresentado en una sucesin estratigrfica no es fiel a lo ocurrido en la etapa del deposito si no que existenhuecos temporales.

Frecuencia de catstrofes (eventos)

Estos son fenmenos frecuentes pero no uniformes que ocurren en la historia de la Tierra, donde se produceuna sedimentacin mayor, por lo que se producen estratos de mayor espesor.

Relaciones sedimentacin subsidencia

2 OBJETIVOS FUNDAMENTALES

1) Identificacin de los estratos y establecimiento de la serie local.

Reconocimiento individual de los estratos, su ordenacin temporal segn su momento de formacin, asi comola identificacin de discontinuidades que marcan un cose en la sedimentacin.

Estudio de la roca

Estudio de la polaridad: criterios paleontolgicos y/o estratigrficos que nos indiquen la situacin del muroy el techo del estrato, que estrato es mas antiguo o mas moderno, serie normal o invertida

Anlisis de los estratos

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Ordenacin temporal

Reconocimiento de discontinuidades

Si podemos identificar las facies podemos observar que varan a lo largo del tiempo (en la vertical), y nos pasaa otras facies que se llama la variacin secuencial.

2) Establecimiento de la serie general y de la correlacin

La correlacin de las unidades se realiza por el contenido litolgico y paleontolgico de los materiales. Aspodemos ver como varia la unidad con la extensin en distintas series, observando su equivalencia, yestableciendo unidades litoestratigrficas, bioestratigrficas y cronoestratigrficas. Y as obtenemos la seriegeneral, compuesta por los elementos fundamentales y generales que aparecen en las series locales.

3) Anlisis paleoambiental

Conocimiento de las caractersticas del ambiente o de las condiciones a la hora de la sedimentacin de cadaunidad de tiempo o estratigrfica. Paleogeografa.

4) Anlisis de cuencas

Estudio de la evolucin espacial y temporal de las unidades de la cuenca. Para ello hace falta el conocimientode los fenmenos tectnicos, causantes de las zonas emergidas (rea fuente) y zonas sumergidas (cuencamadre), que influyen en la evolucin de la cuenca. Tambin se debe realizar un estudio de las reascircundantes.

5) Aplicaciones de la estratigrafa

Como recursos econmico, debido a los materiales que se encuentran estratificados. Un ejemplo es laporosidad de la roca que puede contener agua o incluso petrleo, que tendern a migrar para formaryacimientos (acumulaciones de materia prima). Otro ejemplo es el uranio, los bateadores de oro lo encuentranen el ri, pero proviene de un yacimiento anterior.

Otra aplicacin es en obras civiles, cuando se trabaja en medios estratificados.

3 MTODOS DE INVESTIGACIN

METODOS CIENTFICOS

Procedimiento seguido para emitir teoras y hechos.

Planteamiento del problema.

Mtodos para solucionarlos.

1) Observacin y ordenacin de los datos obtenidos

observaciones apropiadas y repetibles

con parcialidad o intelectuales (sin ideas preconcebidas)

descripcin suficientes, real y escueta

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representacin grafica

3) Interpretacin lineal a superficie

correlacin a lo largo de una superficie de igual edad (espesor de sedimentos...)

empezamos a definir unidades y modificaciones existentes

4) Interpretacin volumtrica

sntesis estratigrfica (condiciones en que se relleno el medio)

interpretacin paleoambiental, conocimiento de cmo era la cuenca y el area fuente, as como lascondiciones de sedimentacin, transporte...

obtenemos datos del paleoclima.

MODELOS EN GEOLOGA

Es una representacin simplificada de las realidades geolgicas, que considera solo los hechos y variablesesenciales y controlables cuali o cuantitativamente. Se utilizan para explicar un conjunto de fenmenosrelacionados entre si, ya que tratan de reducir el fenmeno a lneas fundamentales.

Modelos sedimentarios de facies. Descripcin de un esquema recurrente de sedimentos.

Tipos de modelos:

a escala o fsicos: representaciones a escala natural de las variables y fenmenos (formacin de ripples ycomo seria la paleocorriente que los produciese)

conceptuales: representacin de fenmenos fundamentales.

matemticos: constituido por una funcin o ley matemtica que relaciona los hecho.

UTILIDAD DE LOS MODELOS

Demostracin de la interrelacin de dos o mas factores.

Facilitar la compresin de nuevos problemas

Pronosticar, visualizar los fenmenos futuros.

TCNICAS DE INVESTIGACIN

Son registros prcticos, modos y procedimientos de llevar a cabo el mtodo.

TNICAS DE CAMPO

a) de superficie

observaciones directas: propiedades, geometra, paleocorrientes (segn estructuras), potencias y susvariaciones (intensidad y tiempo de la sedimentacin)

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definir unidades estratigrficas

sucesin temporal y relacin geomtrica vertical de la unidad

anlisis secuencias

cartografa estratigrfica

b) de subsuelo

sondeos mecnicos: muestreo, perfiles.

Nos dan la posibilidad de tocar los materiales y de dibujar la sucesin estratigrfica continua.

mtodos geofsicos:

Basados en la medicin de ciertas propiedad fsicas y su repuesta a ciertos estmulos. Resistencia elctrica,radiactividad, velocidad de propagacin de ondas ssmicas o acsticas.

TCNICAS DE LABORATORIO Y GABINETE

a) Obtencin de datos a partir del anlisis de muestras (obtenidas en el campo),

composicin, textura, estructuras, componentes biolgicos, datacin....

b) Anlisis de datos primarios.

Tratamiento estadstico.

c) Representacin de datos en graficas, (datos de campo y laboratorio).

Visin del problema y condiciones.

Nueva investigacin.

Bibliografa

d) Mtodo de investigacin

Reproduccin de condiciones naturales

PRESENTACIN DE RESULTADOS

Ser coherente y ordenada.

Incluir hechos probados, hiptesis y conclusiones intuitivas y definitivas.

Tener el planteamiento del problema a resolver, el desarrollo (metodos de investigacin, tratamientos demuestros...) y la conclusin obtenida.

4 PROCESOS SEDIMENTARIOS

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El medio de transporte influye en los materiales transportados, el viento transporta partculas en suspensin,el agua por el fondo, en disolucin, saltacin , flotacin,,, y un glaciar dentro de la masa.

Una vez en la cuenca las partculas se depositan, empieza la diagnesis que lleva a la compactacin de losmateriales, perdida de fluidos y cementacin de las partculas.

METEORIZACIN

Son procesos fsicos y qumicos.

La meteorizacin fsica rompe los materiales en fragmentos con la misma composicin. Los materialespueden ser directamente transportados normalmente son de tamao arena, limo y superior.

La meteorizacin qumica es la modificacin qumica, la descomposicin del material hace que los menosestables se pierdan disolvindose y que el mas estable sea difcil de disolver, normalmente le cuarzo. Otroefecto de la qumica es la formacin de materiales de arcilla (acepcin mineralogica y textural de tamao degrano) (fango).

El fango es una mezcla de limo y arcillas, pueden dar pellets, ya que son aglutinaciones o agrupaciones de

partculas mas pequeas.

Los dos tipos de meteorizacin se dan conjuntamente pero segn el tipo de clima predominan una u otra, en elclima seco la mecnica, y en el hmedo la qumica.

La meteorizacin mecnica tiene como agentes:

temperatura: mas bien es la diferencia de temperatura en un espacio corto de tiempo, puede ser de hasta50 entre la noche y el da. Es importante en zonas desrticas, donde el material es sometido continuamente adilatacin y contraccin. Es mas importante en rocas multimineral por el diferente estado de presintensin.

agua: al transformarse en hielo, dentro de una fractura, el incremento de volumen aumenta la fisura. Sufreuna tensin superficial y la fuerza debe ser mayor.

races de vegetales, que hacen algo parecido al hielo. Cuando el vegetal crece, la raz se ensancha y seproduce un efecto de cua.

minerales hidratantes: igual

corrosin: efecto que produce el viento cargado de partculas tamao limo.

Agentes de la meteorizacin qumica:

O2: el oxigeno influye en el fenmeno de la oxidacin de los elementos, el mas notable es el del hierrocuando este el Fe2+ es azul, y cuando el Fe3+ da colores rojizo. Otro que se oxida es el carbono.

CO2: puede combinarse con compuestos y elementos para dar carbonatos.

H2O: con el CO2 disuelve las calizas (se origina en relieves karsticos), adems vamos a tener un carbonatode calcio que dar origen a un residuo arcilloso insoluble en el agua, llamado Terra Rossa, a veces tienendulos de hierro (arcillas sideroliticas). Otra forma es la posibilidad de disociarse en H+ y OH. Es el agentemas importante, porque el in H+ puede sustituir algn elemento de los silicatos (hidrlisis) y el catn que selibera reacciona con el OH o con otro del medio dando lugar a otro mineral. Los feldespatos van a dar

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minerales de las arcilla y slice. La plagioclasa pierde el Ca y la descomposicin produce la caolinita y oxidode Ca. Las biotitas se transformas en vermiculita y luego clorita, dejando libre el Fe. Los silicatos de aluminiodan lugar a las lateritas.

Todo el material del rea fuente acaba en la cuenca y el transporte se llama denudacin:

denudacin fsica: material de carga slida (medida en peso) que llega a la cuenca dividido por el volumende la cuenca.

denudacin qumica

La denudacin crece de los polos a los trpicos.

El material slido que llega a la cuenca no es todo el que sali del rea fuente, alguno queda a medio camino.

Eluviones: no ha sufrido ningn transporte, la composicin no tiene porque haberse modificado.

Coluviones: sufre un transporte corto por gravedad (conchales)

Aluviones: el material esta muy alejado, y pierde toda la relacin con el suelo original

Los tipos de transporte dan lugar a distintos tipos de suelos. La edafologa es la ciencia que estudia los suelos,el resultado de unas etapas, de meteorizacin, que producen ciertos residuos a la que se aade sustanciasorgnicas derivadas de las plantas. Las sustancias orgnicas reaccionan con los minerales y crean una granactividad orgnica, que produce un nuevo material. La accin orgnica modifica la composicin.

La parte slida es el mineral del deposito primitivo y los productos de la reaccin del sustrato orgnico conparte de los minerales. Tambin podemos encontrar parte slida que deriva de la orgnica. La parte liquidaes agua con sustancias disueltas. La parte gaseosa es O2 y CO2.

Tenemos distintos desarrollos y naturaleza de suelos. Los factores que influyen en el desarrollo son:

Naturaleza de la roca madre: influye en la composicin mineral

Clima: influye por la cantidad de agua de la zona, por la lluvia, que provoca la disolucin o lavado dealgunas sustancias. Lixivacion: sustancias solubles van hacia abajo y las de tamao muy pequeo. Tambininfluye la temperatura, en la velocidad de las reacciones qumicas, al aumentar la temperatura tambin lohace la velocidad. Los climas iguales con igual cantidad de lluvia, darn lugar a distintos suelos en funcin dela temperatura. Ejemplo: en climas fros la reaccin es nula.

Topografa: controla la cantidad de agua y la velocidad con que se infiltra. En topografas abruptas el aguainfiltrada es poca, es mas superficial. En relieves suaves el agua infiltrada es mucha, siendo menos superficial.

Tipo y cantidad de vegetacin: depende de la materia orgnica que favorece la meteorizacin qumica.

La variacin de las estructura hacia abajo es distinta porque las reacciones son mas en la superficie que enprofundidad. As en los suelos diferenciamos horizontes, diferenciados por la composicin y la estructura. Loshorizontes mas superficiales carecen de sustancia solubles, y si el clima es menos lluvioso el lavado es menosimportante.

Los horizontes tambin se diferencian por la edad, en funcin del tiempo podemos tener:

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suelos maduros: con horizontes establecidos intensamente lavados en superficie.

suelos inmaduros: sin tiempo o lluvias para su lavado.

En los suelos actuales aparecen tres horizontes en climas templados y lluviosos, con el cambio gradual.

A bien lavados, sin sustancias solubles, con materia llamada humus.

B zonas en los que los climas son semiridos, hay concentracin orgnica de carbonatos concentrados enndulos, que marcan la acumulacin o precipitacin de materiales.

C hay fragmentos de roca, con poco modificacin qumica

El sustrato por debajo de estos horizontes suele estar agrietado.

En climas ridos el lavado es al revs, porque la precipitacin qumica es muy baja, debido a una cargafretica, donde al ascender a la superficie puede precipitarse las sales.

En funcin del clima hay distintos tipos de suelos:

Regiones hmedas: lluvia > evaporacin

ejemplo: podsales, tierras pardas, suelos rojos, lateritas bauxita

Suelos bien lavados, en los horizontes superiores por lo menos. Dentro de ellos tambin depende de latemperatura: climas fros ! templados ! clidos ! tropicales.

Regiones semiridas: lluvia " evaporacin

ejemplos: calcretas (caliches), silcretas, ferricretas

Suelos no lavados de forma efectiva de las sales, las sustancias precipitan formndose ndulos carbonatados,siliceos...

Regiones aridas: lluvia < evaporacin

ejempos: suelos salinos y alcalinos

Regiones sin lavado del suelos, todos los materiales solubles permanecen en el suelo (desrtico).

Un paleosuelo, son suelos fosilizados. Los suelos actuales pueden estar erosionndose y los encontramosincompletos o no los encontramos. Los paleosuelos nos indican una discontinuidad estratigrfica, un cese de

la sedimentacin, normalmente en zonas emergidas. Tambin nos dan idea del clima que haba. A veces por lacomposicin del suelo sabemos que no se formaron sobre un sustrato, puede tener distinta composicin delsustrato.

En climas ridos o subaridos:

Caliches o concretas: se suelen desarrollar sobre rocas carbonatadas, pero no exclusivamente (denaturaleza carbonatada). Los suelen ser: el inferior de micrita terrosa masivo con ndulos carbonatados, elintermedio con carbonatos en laminas, y el superior es una zona mas densa. Suelen se de colores de banco amarrnrojizonegro. Compuestos por carbonatos micrita, ndulos, pellets, noduloconcreciones....

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Silcreta: composicin fundamentalmente silcea, hay lavado del Fe y Al y nos encontramos precipitados elsilicio y titanio.. Compuesto por slice microcristalina. De colores claros, grises, beige...

Ferricreta: predomina el Fe en climas con fuertes contrates ambientales, en climas subtropicales omediterrneos.

En climas hmedos, en suelos explotados en regiones de alta lluvia y alta temperatura:

Lateritas: tiene una intensa meteorizacin qumica. Relevante es la desaparicin de silicatos, pudiendotambin desaparecer el cuarzo. Nos encontramos con xidos de Fe, Al y caolinita (arcilla).

Bauxita: corazn rico en Al. En climas intertropicales.

A veces nos encontramos no con suelos, sino no con rasgos paleoedaficos, que demuestran que estuvieron encontacto con la atmsfera. Ejemplo: planos, canales, ndulos, pedotubulos, rizoconcreciones, mancha en laroca debido a races de plantas...

En la serie carbonfero se ven suelos reconocibles por la marca de races, el material parece removilizado.

Otro rasgo es la normalizacin, proceso que da lugar a removilizacin del Fe en procesos con excesiva agua,aparecen parches de colores intensos (ndulos).

TRANSPORTE

Hay que tener en cuenta la variedad de sustancias a transportar, para determinar el tipo de transporte.Suponiendo un nico agente de transporte, tambin depende del tamao de las partculas, su densidad...

Hay transporte por agua, hielo y aire, llamndose transporte por fluidos. A veces no existen y el transporte ensolo por gravedad (avalanchas). O puede ser que la gravedad afecte a los fluidos que transporta. Otros lagravedad afecta al sedimento que lleva consigo fluidos. Tambin puede ser por traccin, flujo gravitacional desedimentos.

TRANSPORTE POR GRAVEDAD

Se los llaman avalanchas de tierra y roca. Para moverse necesitan una pendiente elevada y una masa mnima.En escarpes o cursos desvos, rellenando valles. Esta constituido por bloques anguloso, mal calibrados y sindiferenciacin de tamaos en la distancia al perder fuerza el agente. Las avalanchas pequeas se quedan en labase del escarpe o talud, siguen siendo angulosos, pero tienen un seleccin por tamao y distinto espesor deldeposito (mas pendiente en partes mas delgada).

TRANSPORTE POR FLUIDOS

Es el transporte tpico de las corrientes tractivas (fluviales, de marea, de deriva...). Los fluidos tienen unaspropiedades como viscosidad, densidad, resistencia al cizallamiento y la capacidad del fluir turbulentamente.Los agentes geolgicos mas importantes es el agua y el aire, su viscosidad y densidad pueden depender de latemperatura, y en el agua existe otra propiedad que influye, la salinidad.

Tipos de flujos

Flujo laminar: se forma con velocidad de flujo relativamente baja, se desliza una parte del flujo sobre otrasconcordantes con los limites. Las partculas se deslizan como si fueran laminas paralelas (lneas decorrientes).

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Flujo turbulento: esta caracterizado por remolinos. Las lneas de corrientes no guardan paralelismo, de estamanera es capaz de llevar partculas en suspensin. La mayora que transporta arena o arcilla, tiene flujoturbulento.

La diferencia entre flujo laminar y turbulento esta dada a travs del numero de Reynolds, que es la relacinentre la velocidad y la viscosidad del fluido.

Ecuacin

R > 2000 rgimen turbulento

2000 > R > 500 zona de transicin, depende de la superficie (rugosidad) sobre la que fluye.

R > 500 rgimen laminar

El numero de Froude diferenciaba entre rgimen tranquilo y rpido.

Ecuacin

rgimen tranquilo o subcrtico F < 1

rgimen rpido o supercrtico F " 1

Todos estos regmenes pueden estar representado por dominios en un diagrama que relaciona profundidad yvelocidad. Cuando el rgimen es rpido normalmente ser tambin turbulento, pero cuando es tranquilo puedeque sea turbulento o laminar.

[Cuadro 1]

Existen tambin distintos transportes de materiales, en relacin a la velocidad de la corriente y el tamao degrano.

[Cuadro 2 y 3, velocidad de la corriente / tamao de grano]

Los fondos ejercen una friccin con los sedimentos que circulan cerca, que hace que la corriente se frene, ylas partculas que circulan cercan del fondo, sufran un retraso en relacin a las superiores. Esto tambin ocurreen la superficie, pero en menor medida. Donde se produce el retraso se llama la capa limite, y su espesordepende de la velocidad, viscosidad y tipo de fondo (liso, rugoso,,,).

En la capa limite el flujo puede ser laminar o turbulento, es importante porque adems de transportarsedimentos, al formarse los ripples se pueden despegar del suelo. La corriente puede volverse hacia atrs yformar unos pequeos ripples en contra de la corriente, en el lado de sotavento.

El transporte de las partculas esta provocado por impacto con el fluido en suspensin y por remolinos decorrientes.

Las corrientes tractivas transportan los materiales como carga de fondo (tocando el fondo) o como carga desuspensin (transporte en suspensin).

En suspensin viaja porque el flujo es turbulento.

En el agua la carga se mantiene en una suspensin hasta cierta densidad, que pasa a ser transporte en masa

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(coladas). El transporte en el agua puede ser:

uniforme: totalmente independiente del fondo, la cantidad y tamao de la carga es uniforme, y no hayintercambio entre material en suspensin y material del fondo.

gradada: intercambio de partculas con el fondo, influye el fondo y el tamao de la carga en suspensinvaria, presenta una seleccin de tamao en la vertical (mas gruesos al fondo).

En el aire se clasifican segn la altitud con la que viajan.

alta altitud: altura > 25 km.

corrientes en chorro, ligadas a fenmenos bajo condiciones energticas altas (explosiones)

baja altitud: altura < 5 km.

y a medida que se aleja de la zona de suspensin se deposita segn una seleccin

La carga de fondo se mueve por el impacto entre partculas, cuando tiene un movimiento intenso. El 75 % de

las partculas se mueven por exaltacin y 25 % restante por arrastre, sin despegarse del fondo.

El transporte por suspensin no modifica el sedimento mientras que el del fondo redondea los materiales. Lamanera de saltar de las cargas de fondo, hacen en el aire que cada impacto provoque un choque (picoteo) en laroca, que queda mate, mientras que en el agua se amortigua el choque, y la roca no tiene aspecto mate, esbrillante.

Las corrientes tractivas, son corrientes de aguas claras.

FLUJO GRAVITACIONAL

Cuando el flujo lleva muchos sedimentos, el transporte es en masas o por flujo gravitacional de sedimentos.Pueden ser, segn el motivo por el cual estn en suspensin:

Corrientes de turbidez (turbulencia) [a]

Flujo de seudofluidizacin (flujo intergranular) [b]

Flujo granular (interaccin de granos) [c]

Coladas (concentracin de matriz) [d]

Corrientes de turbidez

Cuando hay gran cantidad de material fino en suspensin, hace que la densidad sea mayor que las masas deagua de alrededor provocando un movimiento hidrulico.

Son corrientes subacuaticas que se forman en medios marino o de grandes lagos (lacustre). Son catastrficasporque duras muy poco, se forman y desaparecen muy rpido.

Tipos de corrientes de turbidez:

de baja densidad: mas tranquilas y uniformes

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de alta densidad: mas rpidas y espasmosas

Cuando la cabeza es mayor, hay mas friccin, que frene el cuerpo, y esto lo compensa con mas altura, seproduce mayor erosin (flute cast). Cuando el cuerpo es mayor, el transporte de sedimentos se produce conuna mayor sedimentacin (grove cast).

Estas corrientes producen las turbiditas,

estas son una secuencia de varios intervalos,

donde no siempre estn presentes todas.

a) Es la parte con mayor concentracin de sedimentos. La corriente nos concentra los distintos tamaos,provocando un gradado masivos de todos los tamaos, a veces es gradacin inversa.

b) Estructuras de corriente tractiva, ordenacin en laminas horizontales y paralelas entre si. Es un rgimen deflujo alto.

c) Ripples y estructuras de deformacin. Hay una fuerte cada de la energa de la corriente.

d) Procesos de decantacin. Laminas paralelas de bajo flujo.

e) Al final quedan acumuladas las arcillas.

Luego nos puede venir otra corrientes de turbidez. Si pasa mucho tiempo para la siguiente puede habercolonizacin vegetal y deposito no por corrientes de turbidez.

Coladas

Forman los debris flow o mud flow. Pueden ser corrientes subacuaticas como submarinas, estn relacionadascon abanicos aluviales y submarinos.

Son transportes en masa donde es necesario la existencia de fango (mezcla limo y arcilla), y puede haberarenas y/o cantos. Y de su concentracin depende el movimiento. Generalmente se mueven relativamenterpido 5 o 6 m/seg. y se requiere una pendiente fuerte, pero una vez iniciado basta una pendiente suave paracontinuar el movimiento.

El material que se deposita es un material mal organizado, cantos mayores y menores sin ninguna distribucin

o calibrado, no sufren desgaste y conservan su forma original (angulosos).

El espesor se suele mantener constante. No suelen se corrientes erosivas. Puede haber en el techo clastos quesobresalen. Pueden estar imbricados, y de distinta manera que las corrientes fluviales. En las coladas losclastos sitan el eje mas largo a paralelo a la corriente.

Corrientes fluidizadas

Son masas granulares en suspensin por exceso de presin en el fluido de los poros, en arenas empaquetadasde manera suelta. Puede superar mil veces al viscosidad del agua y es un flujo muy rpido (arenas movedizas).

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Estas corrientes pueden pasa a corrientes de turbidez. Tendremos sedimentos caracterizados por estructuras dedeformacin.

Flujo granular

El material esta en suspensin por la interaccin entre granos. Puede hablarse de avalanchas de arena. Estnrelacionados con los taludes de fondos ocenico. Paran de moverse rpidamente cuando acaba la pendiente.Dan lugar a una gradacin inversa porque al chocar las partculas, las mas grandes caen mas lejos, y cuando

caen ya estn las mas pequeas depositadas. Pueden tener cantos blandos. Los depsitos son mas raros.

8 ESTRATIFICACIN

DEFINICIONES DE ESTRATO

El primer autor en introducir el termino fue Steno (XVII), que lo define aplicando los principios decontinuidad lateral y horizotaneidad. Lo define como una capa de roca delimitada por superficies de roca, concontinuidad lateral y equivalentes a una unidad de tiempo de deposito.

Existen excepciones, ya que si se disponen paralelamente a la superficie de deposito, no siempre lo hacen

horizontalmente. En general los superficies deposicionales se inclinan hacia el interior de la cuenca. Y nosiempre son paralelos a la superficies de deposito, a veces son oblicuas (ejem. ripples).

Existen dos maneras de entender el concepto de estrato:

Desde el punto de vista descriptivo o esttico

. Una de estas definiciones la da Campbell (1967), es un nivel de roca visible desde el punto de vista fsico yseparado de los niveles adyacentes por superficies denominadas de estratificacin.

Desde el punto de vista gentico o dinmico

. Otto en 1938, la defini como una unidad de sedimentos que se ha depositado bajo condiciones fsicasconstantes (no incluye los estratos gradados).

. Lombard en 1966, la define como una unidad de sedimentos comprendida entre dos superficies limite yacumulada sobre una fase continua.

. La mas correcta es la de Mekee y Weir en 1953, que la defini como, un nivel simple de litologahomognea o gradacional, depositado de forma paralela a la inclinacin original, y separado de las estratosadyacentes por superficies de erosin, de no sedimentacin o de cambio brusco en el carcter (falla en lahorizontalneidad)

Corrales en 1977, la defini como un nivel simple de litologa homognea o gradacional, depositada de formaparalela a la superficie previa o con (....superior al deposito de los materiales), separado de los estratosadyacentes por superficies de erosin, de no sedimentacin o cambio brusco del carcter.

El estrato constituye la unidad litoestratigrafica de orden menor a partir de la cual se establece la unidadlitoestratigrafica de mayor orden.

En geologa hay otros trminos, que se utilizan como sinnimos, pero no tienen porque serlo. Ejemplo: capaes sinnimo en un concepto geomtrico pero no litolgico.

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Puede haber una capa geomtrica que sea desde el punto de vista gentico distintas capas, ya que existeninterrupciones en la sedimentacin, ejemplos, capas con mucha granoseleccin o capas con niveles muybioturbados. Tambin puede haber capas que parecen sucesivas, pero no lo son, pudindose demostrar por lasestructuras de ordenamiento interno o por el cambio de litologas lateralmente.

DEFINICIN DE LMINA

Hay autores para los que la diferencia entre estrato y lamina, es puramente de escala. Mekee y Weir en 1973,

defini lamina, como un superficie de sedimentos menor a 1 cm. Para Campbell, es tambin cuestin deescala, es el nivel megascopico mas pequeo de una secuencia de sedimentos, que esta delimitado porsuperficies de sedimentacin.

Para otros la lamina es una divisin dentro del estrato.

Actualmente, lamina es una capa de espesor inferior a un centmetro, que diferencia al nivel megascopico quese incluye dentro de un estrato, y que esta delimitado inferior y superiormente por superficies de laminacin.Esta caracterizado por:

. ser la divisin de orden menor que se puede observar dentro de un estrato.

. por tener una extensin lateral menor o igual al estrato que lo contiene

. la superficies de laminacin pude ser paralelas o no, a los superficies de estratificacin del estrato que lascontiene.

ESTRATIFICACIN

Se refiere a la disposicin de aparecer en estratos sucesivos, englobando los estratos desde el punto de vistagentico (intervalos de tiempo de sedimentacin) y descriptivo (disposicin de capas sucesivas).

LAMINACIN

Disposicin sucesivas de laminas dentro de un mismo estrato. Esta considerado como una estructura deordenamiento interno. Distinguindose en general la laminacin paralela y la laminacin cruzada. En base aesta disposicin podemos distinguir tres tipos de estratos:

masivos: sin laminacin

con laminacin paralela

con laminacin cruzada (planar, en surco,,,)

RASGOS DEL ESTRATO

SUPERFICIES DE ESTRATIFICACIN

Son las superficies que delimitan geomtricamente el estrato, llamando techo a la superior, y muro o base a alinferior. Representan una interrupcin en la sedimentacin, la duracin de esta puede ser muy variable.

Es muy frecuente que en el techo, como en el muro, aparezcan estructuras sedimentarias, teniendo estasimportancia para determinar la polaridad (cual es la capa superior) y el sentido y/o direccin de la corriente delos aportes.

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Los limites inferior y superior se pueden clasificar segn:

sus caractersticas: superficies netas (erosivas o no) o superficies graduales.

su geometra: planares o irregulares (onduladas o curvadas).

su gentica: superficies con estructuras de corriente, orgnica, de carga, ondulados con ripples,bioturbacion, nodulosos...

POTENCIA O ESPESOR

Es la distancia entre las superficies de estratificacin que delimitan el estrato, medida perpendicularmente alas mismas. La potencia varia desde centmetros hasta poco mas de un metro, pudindose mantenerlateralmente o variar. En funcin del espesor los estratos se pueden clasificar.

FORMA

Un estrato es un cuerpo de tres dimensiones, y su forma queda definida por el espesor, longitud y anchura delestrato. En general la forma viene condicionada por las superficies de estratificacin que lo delimitan, se esta

manera es importante definir la forma segn las superficies de estratificacin y segn su terminacin lateral.

POSICIN ESPACIAL

Para definirla hay que indicar la direccin y buzamiento del estrato. La direccin del estrato es el ngulo queforma el norte geogrfico y la interseccin del estrato con las horizontales. El ngulo de buzamiento es aquelque forma la pendiente del estrato con la horinzontal, se expresa en grados y el punto geogrfico.

N135E/40N Se expresa en separados con una raya.

N45W/40E Grficamente, se coloca una raya larga que representa

45/40 la direccin y una corta que hace de buzamiento.

La direccin de buzamiento es el ngulo que forma con el norte geogrfico y la proyeccin sobre el planohorizontal de una lnea de mxima pendiente del estrato. Este ngulo siempre se mide en el sentido de lasagujas del reloj a partir del norte, con lo cual no es necesaria una notacin de coordenadas de geogrficas.

posible ORDENAMIENTO INTERNO

CRITERIOS DE IDENTIFICACIN

1) Composicionales o de color

2) Texturales: variaciones bruscas en el tamao de grano o en empaquetado de granos.

Pero por ejemplo, la secuencia turbidtica es un solo estrato y tiene distintas estructuras. Por eso el mejorcriterio para determinar estratos genticos es identificar la superficie de estratificacin. Estos estn realzadospor la existencia de pequeos niveles llamados interestratos de composicin fina, luttica, constituyendopelculas milimtricas.

Pero lo mas normal es que no sea fcil ver estos interestratos, por ejemplo, en las calcreas es fcil quedesparezcan por efectos diagenticos como disolucin y reprecipitacin de carbonatos.

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Estos procesos alteran la distribucin del sedimento original, por ejemplo, en las ricas en bioclastos es fcilque se disuelvan estos carbonatos y precipiten en zonas mas favorables, de mayor porosidad, en nivelesbioturbados, dando lugar a alternancias de capas carbonatadas y otras mas margosas, que nos marcaran unaestratificacin que no es la primaria, llamada diagentica.

En otras ocasiones la reprecipitacin de carbonatos dan lugar a la sucesin de carbonatos masivos, en las queno podemos diferenciar las superficies de estratificacin, y a veces las confundimos con diaclasas.

Las amalgamaciones estn constituidas por capas, cuya separacin solo la marca una cicatriz erosiva quelateralmente desaparece. En estos casos la evidencia de una granoseleccin puede ser diagnostico paraidentificar las cicatrices erosiva, es decir, para poner en manifiesto las superficies limite del estrato. Lasamalgamaciones pueden identificarse por estratos lutiticos o margosos que lateralmente desaparecen. Cuantomenor sea el tamao de las variaciones texturales mas difcil ser identificarlas, todo es cuestin de escala.

CLASIFICACIN DE ESTRATOS

Hay infinitas maneras, pues hay que tener en cuenta caracteres genticos y geomtricos, dando lugar ainfinitas estratificaciones.

Los aspectos genticos a tener en cuenta son:

Naturaleza de los sedimentos.

Existen grandes diferencias entre depsitos de sedimentos terrgenos y de precipitacin, dentro de losterrgenos depende el tamao de grano.

b) Transporte.

Al variar la energa, nos dar mas caracteres a la estratificacin

c) Caracteres del ambiente sedimentario.

Procesos de lavado y ___que le da un carcter propio.

Las clasificaciones en el campo son de tipo geomtrico. Se basa en los estratos de forma individual, y tiene encuenta la continuacin lateral, las formas de las superficies de estratificacin y la variacin de espesor. Segnesto pueden ser:

Tabulares

Los planos del techo y muro son paralelos entre s, sin variacin en el espesor y tienen continuacin lateral

Irregulares

Tiene un muro erosivo, muy irregular y el techo plano. Tambin con continuacin lateral, pero el espesorvaria de un punto a otro.

Acanalados

Tienen escasa extensin lateral y espesor muy variable (en poca distancia lateral). La geometra seria mas omenos como la seccin de una canal.

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En cua

El muro y techo pueden ser planos, pero no son paralelos, a veces el muro es irregular. La continuacin laterales pequea, vemos la terminacin en curva pasando a espesor cero.

Lenticulares

Estratos discontinuos, con el muro plano y el techo convexo, aunque a veces puede existir estratos

biconvexos. Tienen continuidad lateral.

Ondulados

Tienen el muro plano y el techo ondulado, y tienen continuidad lateral. Esta ondulacin pude ser de diferentesescalas, normalmente corresponden a megaripples o a estratificacin cruzada de tipo Hammoky (debida atempestades).

Otra clasificacin se basa en la asociacin de estratos sucesivos. Cuando se analizan conjuntos de estratossuperpuestos entre si, se pueden hacer descripciones geomtricas, pero con un condicionante pues representandistintos? tipos genticos.

En funcin del espesor del los estratos, podemos tener:

Uniforme: el espesor de los estratos son anlogos, siguen un valor medio.

Aleatoria: espesores muy variables, no estn ordenados

Creciente: los espesores tienen una ordenacin en lotes de estratos, cada uno de ellos es mas potente que elque le precede. Tambin llamado secuencia negativa.

Decreciente: es al revs que el creciente, disminucin del espesor de cada lote hacia el techo. Tambin se lellama secuencia positiva.

En haces: el espesor esta distribuidos en lotes y distinguidos de otros lotes.

Masivas: no se diferencian a simple vista los espesores de los distintos estratos sucesivos

Si consideramos la litologa, tendremos:

Homognea: litologa uniforme superpuesta

Heterognea: cambios de litologa de forma ordenada

Rtmica: alternancia ordenada de dos tipos de litologas

Cclica: se repiten ordenadas un conjunto de mas de dos litologas

Si combinamos las dos podemos tener:

C1 Estratificacin estratocreciente y granocreciente.

C2 Estratificacin estratocreciente y granodecreciente.

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C3 Estratificacin estratodecreciente y granocreciente.

C4 Estratificacin estratodecreciente y granodecreciente.

En el caso de las rtmicas y cclicas, hay que indicar cual de las litologas tienen mayor espersor. Rtmicas: a ba b a b a b (ab)

Cclicas: a b c a b c a b c (ac)

Fig, secuencias de estratos segn espesor y litologa.

Hay otros tres tipos de estratificacin denominados, lenticulares, ondulante y flasher. En ellas alternanareniscas con ripples depositadas por corrientes de traccin, y material lutitico depositado por suspensin.Aparecen en medios con una variacin de energa y con variacin del tamao de grano. En periodos de unamas alta energa se depositan los mas gruesos (los arenosos o limosos gruesos) y en los de baja energa losfinos. En funcin de la importancia de estos dos momentos, se da una u otra de las estratificaciones anteriores,existiendo un paso gradual o un limite gradual entre los tres tipos.

lenticular: mas finos y menos ripples (predominan los momentos de baja energa)

ondulada: mas o menos igual de ripples y finos

flaser: mas ripples que finos (predominan los de alta energa)

9 ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS

CONCEPTO

Estructuras sedimentaria es cierta orientacin o disposicin geomtrica de los elementos que constituyen elsedimento o roca. Se originan en el interior del sedimento y en la interfase agua/sedimento o aire/sedimento.

Es consecuencia de agentes geolgicos (viento, agua...) y de procesos fsicos, qumicos y biolgicos. Son puesel reflejo de los procesos sedimentarios tanto de los transportes, como los de la sedimentacin o de ladiagnesis (despus del enterramiento).

Su estructura e interpretacin se basa en el principio del actualismo, los fenmenos que hoy estn actuandohan producido los mismos en el pasado.

No todas las estructuras llegan a fosilizar, depende del equilibrio entre la estructura y el ambiente donde seforma, ya que puede haber destruccin o modificacin de las estructuras.

ejemplos de CLASIFICACIN

Segn la contemporaneidad, con el deposito del sedimento en el que aparecen, pueden ser:

Primarias: se forman a la vez que el deposito. Sinsedimentarias

Secundaria o diagentica: postsedimentarias

Segn su localizacin en el sustrato:

externas: en los limites

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internas: en el interior

Segn el proceso que lo genera:

inorgnicas: procesos fsicos y qumicos

orgnicas: procesos biolgicos

Segn el vector fuerza asociado al proceso generador:

dinmica: fsica

de vector horizontal (corrientes)

de vector vertical (deformacin)

esttica: qumica y biolgica

CLASIFICACIN que utilizaremos

1) Estructuras sedimentarias inorgnicas

a) Primarias o sindeposicionales

a.1) Originadas por corrientes

a.1.1) corrientes deposicionales (estructuras deposicionales)

a.1.2) corrientes erosivas (estructuras erosivas)

a.2) Originadas por deformacin

b) Secundarias, postdeposicionales o diagenticas.

2) Estructuras sedimentarias orgnicas

a) Estructuras de bioconstruccin

b) Estructuras de biodestruccin

10 ESTRUCTURAS DEPOSICIONALES

Se generan por corrientes que erosionan y retrabajan las superficies o lechos. Cuando el lecho es de tamao degrano grueso y no es cohesivo generan distintas configuraciones, que podemos agrupar en dos tipos:

lechos planos

lechos ondulados

Son lechos dinmicos, es decir, se mueven y migran en el sentido de la corriente, dando lugar a otrasestructuras deposicionales llamadas estructuras de ordenamiento interno.

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Las formas de lecho pueden ser:

lechos planos: lechos ondulados:

de rgimen de flujo bajo ripples

de rgimen de flujo alto megaripples

antidunas

Los ripples se pueden definir como un conjunto de sucesivas ondulaciones formadas por crestas y surcos, lascuales corren mas o menos paralelamente unas a otras alternndose. En ocasiones una cresta puede divergir endos o dos crestas converger en una. A este conjunto de ripples sucesivos se le denomina trenes de ripples.

Los elementos de los ripples son las crestas, que son las zonas mas elevadas y agudas, y los surcos, que sonlas zonas mas deprimidas y suaves. La cresta divide al ripples en dos flancos o lados, que a menudo sondistintos (asimtricos ! en ripples de corriente y oleaje), pero que en ocasiones pueden ser iguales (ripplessimtricos ! solo en ripples de oleaje). Los ripples asimtricos estn formados por corrientes de oscilacin opor corrientes unidireccionales acuosas. Los ripples simtricos solo se forman por corrientes oscilatorias.

A los lados se les denominan:

lado de barlovento, lado de erosin o stoss side (el mas largo y menos inclinado)

lado de sotavento, lado de deposito o lee side (el mas corto y con mas pendiente)

Cuando hablamos de altura, la consideramos en la vertical, desde la zona mas baja del surco a la mas alta de lacresta. La longitud de onda () del ripple, es la distancia entre dos surcos o crestas sucesivas. El ndice delripples es el cociente entre la longitud de onda dividido por la altura.

Una clasificacin se basa en la escala: ripples < 3 o 5 cm de altura < megaripples.

Otra clasificacin es en funcin de la disposicin y continuidad de sus crestas.

Ripples de cresta recta: la altura es constante y las lneas de cresta esta conectada.

Ripples lunados: extremos apuntando aguas abajo y el lee side esta dentro de la U.

Ripples linguoides: extremos apuntando aguas arriba y el lee side esta fuera de la U.

En conjunto pueden formar ripples:

de cresta recta sinuosos en fase sinuosos desfasados festoneados en fase

festoneados desfasados linguoides en forma de croissant

Se forman en el lecho, y se pueden conservar en el techo o en el muro como molde en la capa superior. Losripples sirven como criterio de polaridad, y para diferenciar la marca del molde hay que fijarse en que lascrestas suelen ser mas agudas y los surcos mas redondeados.

El ordenamiento interno de los ripples en forma de laminacin cruzada, nos marca las distintas posiciones dellee side al ir migrando corriente abajo. Se las denomina laminas del foreset y son las que mejor se conservan.

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La forma de los ripples depende de la velocidad de flujo, profundidad de la corriente y tamao de grano de laspartculas. Para un mismo tamao de grano, las formas del lecho dependen de la velocidad de la corriente,primero laminacin ondulada con ripples de crestas rectas, segundo ripples sinuosos y se desconectan dandolugar a ripples lunados o linguoides.

El tipo de lecho que se forme, depende sobretodo del tamao de grano y de la velocidad de la corriente.[Cuadro pag.5] Las antidunas con estructuras de flujo supercrtico, que migran en sentido contrario a ladireccin de la corriente, tienen poca altura, pendiente suave y es difcil que fosilicen.

El lecho plano genera una estructura de ordenamiento interno, que es una laminacin paralela, y sea cual seala direccin de corte, siempre ser paralela a la estratificacin. No sirve como criterio de polaridad y no nosindica la direccin de la corriente.

Estos lechos planos de flujo alto son capaces de orientar los ejes largos paralelos al flujo, y la rotura(laminacin) siguiendo la orientacin de los ejes mayores. Esta ordenacin se la denomina alineacin departicin, y nos indica la direccin de la corriente, pero no el sentido ni la polaridad.

En los lechos ondulados puede suceder que varios trenes de crestas se encuentren, haciendo que la base delsegundo tren erosione el lecho del primero, y no se conserve la forma del lecho pero si la ordenacin interna.

A cada conjunto se le denomina set de laminacin cruzada, y el conjunto de varios sets superpuestos sedenomina coset. Los limites de los sets pueden ser rectos y paralelos (laminacin cruzada planar) o curvos(laminacin cruzada en surco). Adems los limites pueden ser erosivos o no.

POLARIDAD Y PALEOCORRIENTES

El estudio de la polaridad y de las paleocorrientes ,se realiza a travs de la observacin del ordenamientointerno de los estratos. La laminacin paralela del lecho plano, no nos da idea de la polaridad, ni de lacorriente que lo origino.

En la laminacin cruzada formada al migrar los ripples, no deberemos de fijar en la forma de los limites de lossets y en la disposicin de las laminas internas.

laminacin cruzada en surco

observando la superficie de los sets, podemos saber la polaridad, ya que la concavidad es hacia arriba.

laminacin cruzada planar

los limites de los sets no nos darn la polaridad y nos tendremos que fija en la disposicin de las laminas. Si esangular o sigmoidal no nos servirn, pero si nos tangenciales o cncavas nos darn la polaridad, ya que serntangenciales en la base yo muro.

Las paleocorrientes se determinan por la inclinacin de la laminacin, ya que estas lo hacen en el sentido de lacorriente, para saber la direccin correcta hace falta conocer dos secciones.

LAMINACIN CRUZADA PLANAR de ripples de corriente

Cuando observemos sets de laminacin cruzada planar superpuestos, veremos que la seccin paralela a lacorriente ser la que mayor inclinacin de las laminas tendr, siendo la inclinacin real. Cuanto mayor sea elngulo de la seccin y la corriente, la inclinacin aparente ser cada vez menos. La seccin perpendicular a lacorriente, cuando esta erosionada, muestra una laminacin horizontal y paralela a los limites de los sets. [ver

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cajas]

Estratificacin cruzada planar de TIPO HERRINGBONE

Se denomina Herringbone o espina de pescado, cuando en dos sets superpuestos el sentido de la corriente esopuesta (180). Al observarlo vemos las laminas en dos secciones a 90, para as saber si son verdaderamentelaminas Herringbone y no algn buzamiento aparente.

LAMINACIN CRUZADA EN SURCO de ripples de corriente

En este caso los limites del paraleleppedo no son los limites de los sets. En las secciones perpendiculares a lacorriente, los limites de los sets sern simtricos y las laminas concordantes con los limites, es decir, que nolos cortan. En una seccin paralela a la corriente, los limites de set son surcos mas lapsos, mas alargados, y laslaminas se inclinan con su buzamiento real en el sentido de la corriente. En planta, cuando se erosiona, laslaminas tienen disposicin en cuchara, con la concavidad que indica el sentido de la corriente.

Laminacin cruzada en surco de RIPPLES LINGUOIDES DE CRESTA RECTA

Solo varia la disposicin de las laminas en planta.

Laminacin cruzada en surco de MEGARIPPLES LUNADOS

Al migrar las laminas se produce un surco a mayor escala. Solo varia la disposicin de las laminas en planta.

Laminacin cruzada RIPPLES SINUOSOS

Nos puede dar laminacin cruzada planar o en surco.

ALINEACIN DE PARTICIN

Son estructuras con laminacin paralela, que se producen en lechos planos de flujo superior. Consiste ensuperficies de rotura (de laminacin) longitudinales a la corriente y se debe a cierta orientacin de los granosde arena. En las rocas se observan como zonas mas y menos erosionadas, debido al diferente material, masgruesos o mas finos.

Se originan en flujos supercrticos, donde se generan remolinos helicoidales y longitudinales a la corriente.Entre ellos existe intercambio de material, donde convergen hay una mayor velocidad de erosin, y dondedivergen hay menor velocidad de captacin y deposito de materiales.

El resultado es la formacin de crestas y surcos, donde las crestas estn formadas por granos de mayor tamaoy los surcos por granos de menor tamao. El espaciado entre crestas es de mm a un cm., la altura de unospocos granos y la longitud varia. Los granos de arena se disponen con sus ejes largos mas o menos paralelos a

la corriente. Las crestas pueden llegar a unirse o desaparecer.

GRADACIN, GRANOCLASIFICACIN

Es una unidad de sedimentos caracterizada por una ordenacin vertical de los granos, mas gruesos abajo y losmas finos arriba, se la denomina normal o positiva. Se debe al deposito gradado de corrientes que disminuyengradualmente su velocidad. Hay muchos tipos fundamentales, dos de ellos son: en el que los gruesos estnabajo y los finos arriba [a], y donde la proporcin de gruesos decrece hacia arriba y los fino estn presentes entodos los lados [b].

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Tambin puede haber gradacin negativa, por ejemplo, en depsitos turbidticos de gran densidad, enalfombras de traccin... En este caso los gruesos estn en la parte alta, debido a la colisin en la parte alta delos gruesos y la acomodacin de los pequeos abajo.

En el campo se puede identificar por zonas mas erosionadas o mas oscuras, asociadas a materiales mas finos,en relacin a los gruesos.

RIPPLES DE OSCILACIN O DE OLEAJE

Son sucesivas alineaciones de crestas y surcos, pudiendo ser simtricas o asimtricas. Si son simtricos sernseguro ripples de oleaje, pero si son asimtricos tenemos que identificar las distintas estructuras interna (sets ylaminacin) de los ripples de oleaje.

Se producen en aguas someras, para una velocidad entre 10 y 90 cm/s y un tamao de grano entre 0,05 y 1,5mm.

Las crestas, en general, se disponen de forma mas o menos alineadas, y es frecuente que desaparezcan o sebifurquen.

La estructura de ordenamiento interno se denomina laminacin cruzada de ripples de oleaje. Se caracterizaporque los limites de los sets son irregulares, formando crestas y surcos. La laminacin es similar a lassecciones perpendiculares de la laminacin cruzada en surco de los ripples de corrientes, pero en los ripples deoleaje las laminas pueden pasar de un ripples a otro, y se pueden juntar formando haces.

Es frecuente que las laminas de oleaje se dispongan formando estructuras chevron, en los puntos de inflexin,tanto en las crestas como en los surcos.

CLIMBING RIPPLES

A veces los ripples de corriente y de oleaje, no solo migran horizontalmente, sino que tambin lo hacen haciaarriba. En este caso los limites de los sets, estn inclinados en la direccin contraria a la laminacin interna delforeset.

Si se inclinan mucho pueden llegar a desaparecer los limites erosivos de los sets. Dando lugar a la laminacincruzada de climbing ripples, de ripples de corriente o de oleaje, nunca de megaripples.

Estos cosets estn caracterizados bien por no poseer limites erosivos de los sets, o bien si existen estarninclinados al lado contrario a la laminacin.

Teniendo en cuenta los ngulos de climb y stossside podemos tener:

si el ngulo de climb es menor que el de la inclinacin del stossside, existir erosin entre los sets.

si el ngulo de climb es mayor que el del stossside, no habr erosin y se conservara la laminacin del leeside?.

El ngulo de climb puede variar o no, dentro de un coset [ver esquemas].

Los climbing ripples pueden ser de tres tipos:

con limites erosivos [a]

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sin limites erosivos [b]

en fase (ngulo de 90) [c]

La transformacin de un tipo en otro se debe a un incremento en la carga en suspensin, una disminucin deltamao de grano, aumento de la cohesin... [a] ! [b] ! [c]

IMBRICACIN DE CANTOS

Los fluidos con viscosidad alta, son capaces de orientar los cantos de una forma imbricada. Estos cantosviajan con la matriz del fluido y debido a los choque se colocan en sentido de menor resistencia a la corriente,inclinndose hacia el sentido contrario a la corriente.

Estratificacin cruzada debido a la MIGRACIN DE BARRAS DE ACRECIN

Es una estratificacin cruzada que no esta relacionada con la migracin de ripples, sino que es debido a lamigracin de barras de acrecin en meandros. En los ros los meandros erosionan el lado cncavo y depositanlos materiales en el lado convexo, habiendo una migracin del canal en ese sentido.

Las marcas son las distintas posiciones de los depsitos, y dan lugar a una estratificacin cruzada de tiposigmoidal. La migracin del canal es fundamentalmente perpendicular al flujo de la corriente, pero tambin lohace un poco aguas a bajo, dando lugar a una superficie erosiva.

Estratificacin cruzada HUMMOCKY

Es una estructura formada por sets de laminas curvadas en montculos (hummocky) y depresiones (swale)tridimensionales. Vistos en planta, la distribucin, forma y tamao de los montculos y depresiones es muyirregular. Las laminas raramente buzan mas de 12 y normalmente tienen orientaciones al azar. Los sets secortan unos a otros con ngulos bajos. La separacin montculos y depresiones est comprendida entre 1 y 5metros, y la altura de las ondas entre 10 y 50 centmetros. Se encuentran tanto en areniscas como en calizasdetrticas, con tamaos de granos de arena muy fina a fina.

Se originan por tempestades en mares, bahas y lagos, desde la zona intermareal hasta la plataforma msexterna, a cerca de 200 m. de profundidad. Sin embargo, normalmente slo se conservan en depsitos deplataforma, por debajo del nivel de base del oleaje normal. La arena es all transportada en suspensin porcorrientes unidireccionales o de flujo combinado y posteriormente redistribuida por flujos predominante oexclusivamente oscilatorios.

Existe estratificacin cruzada hummocky de dos tipos:

Erosin y recubrimiento o Pasiva

Es el tipo mas frecuente. Los hummockys y swales se forman por erosin, y las laminas cruzadas por simplerecubrimiento pasivo, de manera que cada una es ms ancha sobre los swales y ms estrecha sobre loshummocky.

Acrecin vertical o Activa

Los hummockys se forman por agradacin (deposito vertical) a partir de superficies planas. Cada lamina sms ancha sobre los hummockys que sobre los swales.

11 ESTRUCTURAS DE CORRIENTES EROSIVAS

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Tambin se les llama sole marks y se clasifican surgen su morfologa. Generalmente aparecen como moldesen la base del estrato, que se sita inmediatamente por encima. Si es la marca original la llamamos mark, y sies el molde cast. Son el resultado de la erosin de material cohesivo debido a corrientes y en general sobrematerial de tamao fino, lutitas.

Cuando las depresiones que genera son rellenadas por material de litologa mas gruesa (normalmente arena).Las posteriores erosines hace que desaparezca el material mas fino y nos quede el mas grueso en forma demolde. Por lo tanto se conservara mejo si hay alternancia de los litologas diferentes. Es un buen criterio de

polaridad, y nos indican el sentido y/o direccin de la corriente.

Hay dos tipos fundamentales, a los que se le aaden otras dos estructuras excluidas de estos dos grupos:

Scours marks

Debido a la erosin de una corriente de turbidez sobre estratos cohesivos.

Tools marks

Erosin combinada de corrientes turbulentas y objetos transportados que tocan el fondo y lo erosinan.

Crescents marks

Es la erosin combinada de corrientes y objetos, pero en este caso los objetos estn fijados en el suelos.

Marcas de agua

No se consideran sole marks y estn formados por gotas de agua.

SCOURS MARKS

FLUTE MARK

Se producen por remolinos de la corriente, que se inician en pequeas irregularidades del fondo lutitico ofangoso. Aparecen formando grupos, y su morfologa es muy variada.

La estructura vista en perfil, teine una morfologa de surco irregular, alargada en el sentido de la corriente, conun borde distal mas suave y el borde opuesto mas abructo, son asimtricos. En planta, tiene forma deherradura, el vrtice en el borde mas abruto y abriendose en la zona distal.

Generalmente tiene una profundidad de cm., una longitud de cm. a dm. y la anchura puede ser de cm. a pocosdm. Tienen distintas morfologas: bulbosos, en abanico....

Estas estructuras se conservan como casts, de manera que aparecen como bultos en los muros de los estratos,indicando la polaridad.

RIDGES (cresta) AND FURROW (surcos)

Son estructuras de erosin sobre el fondo cohesivo y fangoso, pero son marcas longitudinales a la corriente,que solo indican la direccin de la corrente. Se conservan como cast, son lneas de crestas redondeadasseparadas por surcos agudos, dispuestos paralelos a la corriente. El espaciado no pasa el cm., es de mm., laaltura de pocos mm. y la anchura algunos dm. Es comn que aparezcan asociados a flutes casts, y los furrowtengan un extremo redondeado pasando a ser flute marks.

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RILLS MARKS o MARCAS DE ARROLLADA

Son surcos ramificados, de pocos cm. de anchura y mm. de altura. Forman canalillos ramificados que aguasarriba se juntan. La longitud puede ser de metros. Se forman cuando al bajar la marea, el nivel del agua quedacortada por el nivel fretico. Se conservan (mal) en materiales lutticos y tambien en arenosos, como mark ocast.

FRONDESCENT CAST

Se producen en fondos lutticos, cuando las corrientes llevan mucha carga. Son estructuras alargadas queforman lenguas con bordes crenulados que parten de un tronco comn. La longitud en de cm., la altura demm. y la anchura de cm dm. Son formas de abanicos, que sirven como criterio de polaridad e indicadoresdel sentido de la corriente, ya que los abanicos se abren aguas abajo. Se forman en lugares donde la corrienteno es tan turbulenta. Tiene un menor potencial de conservacin.

POLIGONAL CAST

Son marcas irregulares sobre los fondos lutticos, debido a corrientes con un eje perpendicular al fondo,cuando las corrientes son densas. En perfil dan crestas muy aguadas y surcos muy redondeados. Al estar muy

cerca unos a otros, en planta dan un estructura poligonal. La altura es de mm. y la anchura de cm. Seconservan como cast, por lo tanto la morfologa seria inversa, parecida ....

SUTTER CAST

Son tambin producidas por la erosin de corrientes. Aparecen como crestas aisladas y alargadas, que enperfil tiene forma de V o de U. Se conservan en la base de los estratos de litologa mas gruesa. La escala esmayor que las dems estructuras, la anchura es del orden de cmdm. Se forman debido a que la corrientellevan gran cantidad de material de grano grueso.

TOOLS MARKS

Son marcas producidas por objetos transportados por la corriente, estos interactan con el lecho fangoso(coherente lutitico), produciendo surcos. Aparecen como moldes y nos marcan la polaridad. Pueden sermarcas de impacto (discontinuas) o marcas de arrastre (continuas).

MARCAS DE ARRASTRE (continuas)

Son de dos tipos: groove marks y chevron marks.

Los groove marks son un surco alargado en la direccin de la corriente. Se conservan en el muro o base delas capa (superior) de grano mas grueso, como molde. Dependiendo del tamao, pueden ser simples o conestriaciones e irregularidades. La escala es muy variada, siendo normalmente de dmm. y la anchura de cm.

Si son mas pequeos, hablamos de estriaciones de corrientes.

Nos da la polaridad y direccin de la corriente, y si se conserva le objeto que es difcil, tambin el sentido.Normalmente aparecen muchos asociados, y es frecuente que aparezcan en estratos indicando sentido de lacorriente cruzados. (...) el flujo de la corriente, existencia de alfombra de traccin e inercia de la corriente.

A veces estas estructuras de arrastre tiene sobreimpuestas al surco, otras estructuras mas pequeas con formade punta de flecha, indicando el sentido de la corriente. Estas estructuras tools marks se denominan chevron.Se forman cuando el sedimento luttico es mas plstico de lo que se requiere para la formacin del groove.Nos dan alturas mayores a unos pocos cm., la anchura suele ser de hasta 4 cm. y la longitud variable segn el

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tiempo de arrastre.

MARCAS DE IMPACTO (discontinuas)

A veces determinadas partculas pueden producir depresiones. En general son de mm. o de un cm. deprofundidad, y anchura y longitud variable del orden de mm. a un cm. Se conservan como moldes en la basedel estrato superior, como marks. Se clasifican en funcin de su morfologa.

CRESCENT CAST

Se forman por erosin de la corriente sobre un fondo, cuando en esta se encuentra un objeto fijo en el fondoluttico o arenoso. Produce una estructura en forma de herradura alrededor del objeto. Se pueden conservar enla base (cast) o en el techo (marks), con forma de depresin o abultamiento con forma de herradura, eindicando la polaridad.

OTRAS

Es frecuente encontrar marcas erosivas de gotas de lluvia, en estratos limosos, arenosos... Nos dan criteriosclimticos y de polaridad. No los debemos confundir con excavaciones de organismos de techo hacia abajo y

que por arriba tiene forma redondeada.

Cualquier base de capa irregular cncava hacia el techo, formada por erosin de corrientes de energa alta, queerosionan los estratos adyacentes, un ejemplo son los canales. En general nos sirven como criterios depolaridad, ya que en su en su parte inferior sedimentan los materiales mas gruesos. El relleno de la cicatriz,adems no puede dar datos de la evolucin del canal, si ha sido una erosin cada vez a mayor profundidad [a]o una erosin y ensanchamiento del cauce [b].

12 ESTRUCTURAS ORGNICAS

Son el conjunto de evidencias tangibles de actividad orgnica, ya sea activa o fsil. Abarca los grupos debioerosin, bioturbacin...

Bioerosin: es la traza o huella orgnica que refleja la actividad mecnica o bioqumica sobre el sustrato.

Bioturbacin: refleja el retoque de la fabrica sedimentaria, del sustrato no consolidado.

Bioestratificacin: estructura que forman laminacin generadas por los organismos.

Bioconstruccin: se debe a la actividad constructiva de organismos, un ejemplo son los arrecifes coralinos.

La icnologa es le estudio de la bioerosin y la bioturbacin, e incluye la descripcin, clasificacin einterpretacin de estas estructuras. La paleoicnologa estudia las huellas del pasado y la neoicnologa las

huellas actuales.

Otros trminos iconolgicos, como huella, traza o icnita, se utilizan para estructuras recientes y fsiles, ypueden aparecer en la superficie o en el interior del sustrato o estrato.

HUELLAS EN LA SUPERFICIE DEL ESTRATO

Pista (trail)

Huellas continuas producidas por el desplazamiento de un organismo que mantiene una parte de su cuerpo en

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contacto con el sustrato. Dentro de este grupo tambin se incluyen las pistas subsuperficiales, cuando sedesplazan por dentro del sustrato pero afectando a la superficie.

Huella (track)

Impresiones sobre el sustrato de manos, patas,,, dejadas por un organismo.

Rastro (trackway)

Sucesin de varias huellas de pisada orientadas en la misma direccin y producidas por un mismo organismo.

HUELLAS EN EL INTERIOR DEL ESTRATO

Borings (perforaciones)

Huellas que produce un organismo al perforar mecnica o qumicamente un sustrato rgido o una roca(madera, conchas de organismos, calizas,,,)

Burrows (excavaciones)

Son las huellas realizadas por organismos en sedimentos sin consolidar

Otros trminos utilizados en icnologa son:

estructuras internas y externas

tnel, galera y chimenea, que nos sirven para definir excavaciones continuas

La configuracin de una huella se describe a travs de: su distribucin en el interior del estrato, su situacinrespeto a la estratificacin (perpendicular, paralela,,,), si son tubos que se cortan o no...

Cuando somos capaces de reconocer la estructura orgnica, aunque su numero sea muy abundante, y ademssomos capaces de observar las estructuras primarias de carcter composicional que tenga el sedimento,hablamos de bioturbacin configuracional. Si no somos capaces de reconocerlas (destruidas o deformadas), yson estructuras abundantes, lo llamamos textura bioturbada deformativa.

Las huellas pueden tener configuracin o estructuras internas y externas, en relacin al sedimento que tenanalrededor:

Spreite: serie de laminas muy juntas, yuxtapuestas y curvadas que corresponden a las distintas posicionesdel organismo al generar la traza.

Burrows lining: cuando las paredes no son lisas, y estn revestidas. Es un engrosamiento adicionaloriginado por el mismo organismo que genera la traza.

Burrows fiel: cuando estn rellenos. Pudiendo ser el relleno activo, generado por el organismo que hace latraza, o pasivo (generado posteriormente por gravedad de los materiales que estn encima.

Icnocenosis se refiere a la agrupacin de trazas en una capa determinada, no separadas en el tiempo en cuantoa su momento de formacin o gnesis. Sus componentes pueden pertenecer a una icnofauna o icnognesis.

Grafogliptidos, abarca un numero elevado de icnogneros, tienen una geometra regular y forma compleja, de

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tubos cilndricos en tres dimensiones. En general corresponden a huellas de alimentacin con una explotacinsistemtica y econmica. Se conservan como moldes en la base de los estratos turbidticos.

PRINCIPIOS BASICOS DE LA ICNOLOGIA

1) Un mismo organismo desarrollando distintos tipos de actividades, genera distintas morfologas que seclasifican como icnognesis distintas.

2) Por el contrario un mismo icnotaxn o especie, puede ser generado la actividad de organismos diferentes.

3) Un mismo organismo realizando el mismo tipo de actividad, dependiendo de la naturaleza del sustratosobre el que acta, produce huellas distintas que se clasifican como icnotaxones distintos.

4) Un conjunto de huellas o trazas dentro de un mismo horizonte o conjunto estratificado puede estar formadopor un conjunto de organismos pertenecientes a varias icnocenosis y pueden estar separados en el tiempointervalos mas o menos largos. Ejemplo: en los hardground se produce una interrupcin en la litificacin,antes de que se produzca sedimentacin por encima, pudindose generar otras trazas diferentes a las yaexistentes (pertenecientes a la primera sedimentacin).

5) Un mismos organismo realizando el mismo tipo de actividad y actuando sobre el mismo tipo de sustrato,puede producir huellas o trazas distintas con las distintas partes de su cuerpo, que se clasificaran comoicnotaxones distintos.

6) Un organismo a lo largo de su vida se comporta de forma distinta, debido a lo cual puede generaricnotaxones distintos.

CLASIFICACIN

Hay tres tipos de clasificaciones fundamentales:

morfolgicas o descriptivas: basada en la morfologa

toponmicas: basadas en el modo de conservacin de las estructuras, con relacin a su posicin en elsustrato.

etolgicas: distingue el tipo de actividad que realizaba el organismo

Las clasificaciones morfolgicas se refieren solo a huellas de invertebrados, [GarciaPomas 1982].

La clasificacin toponmica de Seilacher (1964) distingue:

semirelieves: trazas conservadas en las superficies de los estratos en la litologa ms competente (en

areniscas antes que en lutitas). Dentro de estas se distinguen:

hiporelieves: conservados en la base de la capa

epirelives: en el techo de la capa

Ambos pueden ser cncavos o convexos, o lo que es lo mismo positivos o negativos.

relives completos: cuando aparecen en el interior de una litologa, normalmente rellenos de la litologaadyacente.

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La clasificacin toponmica de Martinson (1970), separa cuatro tipos en funcin de su posicin respecto a laroca de caja, que representa la litologa.

Epicnos: huellas en contacto con la parte superior de la roca de caja

Hipicnos: huellas en contacto con la parte inferior de la roca de caja

Endicno: huellas situadas en el interior de la roca de caja

Exicno: huellas fuera de la roca de caja

La clasificacin etolgica se basa en la actividad que realizaba el organismo al realizar la traza. Seilacher(1935) y Osgood (1970) separaban varias trazas etolgicas.

Cubicnos o huellas de reposo.

Se producen cuando el organismo interrumpe temporalmente su desplazamiento, y normalmente correspondena huellas de escasa subsuperficialidad.

Fugicnos o huellas de escape

Son excavaciones o burrows producidas por organismos que responde a procesos de sedimentacin o erosin.Son trazas subcilindricas y subverticales, perpendiculares a la estratificacin.

Repicnos o huellas de arrastre

Incluyen pistas como rastros de pisadas. Son superficiales o subsuperficiales.

Pascicnos o huellas de paccin

Se originan por organismos sedimentivoros (que se alimentan de los sedimentos), y estn formados en lasuperficie o cerca de la misma. Tienen morfologas curvadas, meandriformes,,, y son debidos a la explotacinde los materiales (minerales) de los sedimentos.

Fodicnos o fodinicnos o huellas de alimentacin

Excavaciones de organismos sedimentivoros, en el interior del sustrato. Tienen morfologas ramificadas,radiales, en forma de U, conocoidales...

Domicnos o huellas de morada

Burrows o borings, que estn habitadas de manera mas o menos permanente. Son organismos suspensivos o

predadores. Son frecuentes los revestimientos. Tienen morfologas cilndricas o en forma de U, y pueden tenerciertas ramificaciones.

Hay muchas trazas que son pasos entre dos o ms categoras etolgicas, correspondiendo a huellasintergradaciones o multiples alimentacinmorada....

METODOLOGIA DE TRABAJO EN ICNOLOGIA

Los aspectos del estudio pueden ser muy variados segn el objetivo final, cronoestratigrfico, estratigrfico...

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1) Distinguir la estructura general de la textura figurativa o deformativa (no continuos)

2) Definir la estructura (tipo de estructura)

3) Relacin de la estructura con el sedimento o roca encajante, (toponomia, composicin litolgica, tipo decontacto)

4) Caractersticas morfolgicas de la traza o huella (ornamentacin externa, estructura interna, orientacin,

geometra y dimensiones).

5) Clasificaciones (etolgica, taxonomia de la huella, taxonomia del organismo)

6) Estudio de la asociacin e interpretacin (densidad de la estructura, datacin relativa de las huellas,agrupacin etolgica, agrupacin taxonmica, separacin de icnocenosis, proporcin relativa de icnotaxn y/ogrupos etolgicos en cada icnocenosis, comparacin con otras icnocenosis conocidas)

Podemos resumir que el estudio de las trazas tiene una amplia aplicacin en el campo de la estratigrafa ysedimentologa, por las caractersticas de las trazas que no tienen los fsiles. Como por ejemplo:

La disposicin in situ de las trazas, estas no estn sometidos a transportes, se encuentran en el mismo lugarque donde se formaros, ligado al medio composicional en el que se encuentra.

Mientras que los restos fsiles son muchos mas frecuentes en sedimentos carbonatados, en las trazas fsilesocurre lo contrario, son mas abundantes en sedimentos siliciclsticos, y nos dan informacin de este tipo deambientes en los que no tenemos otros indicadores.

Las trazas fsiles lugar? permanecen al tipo, restringiendo su utilidad bioestratigrafca, pero podemosutilizarlas para comparaciones paleontolgicas.

Otra caracterstica es, el elevado numero de trazas en el registro sedimentario, ya que un nico organismopuede generar numerosas trazas, pero sin embargo solo en el mejor de los casos encontraremos su resto fsil.

Las trazas fsiles son las nicas evidencias tangibles de la existencia de organismos de cuerpo blando, ygracias a ellas se hace determinaciones sobre su existencia.

A travs del tipo de huella podemos conocer:

Las condiciones hidrodinmicas y variaciones energticas de las cuencas

Los procesos no deposicionales, erosin, sedimentacin...

Las distintas variables del medio: temperatura, salinidad, profundidad, proporcin y distribucin de

nutrientes, grado de consistencia del fondo, grado de oxigenacin...

A dems las huellas son indicadores de polaridad, paleocorrientes, procesos dagenticos, bioestratigrficos enseries no fosilfera, identificacin de organismos fsiles, densidad y grado de diversidad de comunidadesfsiles...

HARDGROUND

Superficies de discontinuidad en las cuales la cementacin diagentica precoz ha producido una litificacindel fondo marino, previa a ser recubierta con sedimentos.

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El tipo de discontinuidad es una paraconformidad, es una discontinuidad estratigrfica en la que existeparalelismo entre los materiales por debajo y por encima de la superficie de discontinuidad.

Estas omisiones se producen en depsitos carbonatados de aguas someras o umbrales pelgicos, ligadosiempre a procesos de somerizacin. Fursich (1979) indica que el sedimento tiene que pasar por tres etapas:

softground (fondo blando)

firmground

hardground (fondo duro)

En esta ultima etapa, se distinguen varios procesos, erosin, actividad orgnica, nodulizacin, litificacin,disolucin y mineralizacin. Estos procesos no se suelen realizar iguales en todos los hardgrounds, varan enintensidad, en orden de actuacin, en el numero de procesos, y varan en si se producen correlativa osimultneamente. Estos hechos hacen que los hardgrounds tengan caractersticas muy distintas y que hagafalta estudiar cada uno de ellos para conocer los procesos.

Los hardground tienen importancia estratigrfica porque son muy buenos criterios de correlacin. Se conocen

en series antiguas, y son especialmente abundantes en el mesozoico (jurasico, cretcico,,,), y escasas enfondos marinos actuales.

Los procesos actan de la siguiente manera:

Erosin, debida a la accin de corrientes del fondo, que raramente emergen.

Actividad orgnica, intensa, que al menos tienen tres modalidades, que en ocasiones se pueden dar de formasimultanea. Un primer tipo es la bioturbacin sobre material no consolidado, otro es la bioerosin sobresuperficies litificadas, y el ultimo, la formacin de costras de organismos incrustantes, que recubren losfondos endurecidos. El proceso puede ir acompaado de una litificacin parcial, y as puede haber borrings enunas zonas y en otras bioturbacin.

Nodulizacin, debido a un efecto combinado de los crculos de aguas intersticiales y la bioturbacin quefavorece la circulacin esta agua.

Litificacin, consistente en la cementacin de los fondos marinos por procesos diagenticos superficiales,que endurecen el material y modifican la textura inicial de la roca carbonatada.

Disolucin, en cualquier momento que haya algn ndulo o algn nivel litificado, debido al cambios del phde las aguas circundantes.

Mineralizacin, debida a una prolongada interrupcin de las sedimentacin, en la que tiene lugar diversas

reacciones qumicas que favorecen las precipitaciones de elementos del agua, xidos de hierro, slice, pirita,goetita, xidos de magnesio...

El termino de hardground se utiliza para superficies de estratificacin de rocas carbonatadas de mediosmarinos someros, donde hubo una notable o prolongada interrupcin sedimentaria acompaada de litificacin,y junto otros procesos como mineralizacin y actividad orgnica.

OTRAS ESTRUCTURAS

Las mayas de algas son un entramado de filamentos que recubre el sedimento. Estas algas se generan

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en zonas someras dulces y saladas, y presentan en la superficie una especie de pelcula gelatinosa sobrela cual tienden a adherirse los sedimentos de grano fino. Una vez recubiertos de sedimentos tienden acrear nuevos filamentos perpendiculares, hacia arriba para as luego crear otro manto de algas encima.La repeticin de este proceso da lugar a una laminacin interna de carcter orgnico, generalmenteoscura (algas), que se suelen caracterizar porque la superficie es lisa con pequeas irregularidades,debidas a la adaptacin de las algas a las irregularidades del fondo.

Los estromatolitos, son igual que las mayas de algas en cuanto a la gnesis. Adems presenta una laminacin

ondulada caracterstica, con un relieve acusado, donde la laminas generalmente aumentan de espesor hacia laparte alta de la estructura (columar, mamelonar,,,).

Logan (1964) realiza una clasificacin que identifica tres grandes grupos:

LLH: hemiesferoides unidos lateralmente

SH: hemiesferoides apilados verticalmente y separados cada pila unas de otras

SS: esferoidales

Los LLH los divide en dos grupos dependiendo de si su superficie de separacin entre domos es mayor omenor que el dimetro de los mismos:

LLHC: el espacio es menor que el dimetro de los domos

LLHS: el espacio es mayor que el dimetro

Los SH tambin los agrupa en dos grupos:

SHC: las laminas de cada domo solapan a base de los anteriores sin aumentar el dimetro basal.

SHV: no hay solapamiento basal de laminas y el dimetro basal varia (aumenta hacia arriba)

Los SS o estromatolitos esferoidales, son tambin conocidos como oncoides. Son mayas de algas que recubrefracturas de fsiles o granos de cualquier naturaleza o tipo. Logan dentro de este grupo tambin distingue trestipos:

SSC: concntricos (recubrimiento concntrico)

SSI: oncoides apilados e invertidos

SSH: apilamiento de semiesferoides compleja

Estas estructuras tienen importancia en la interpretacin de ambientes sedimentarios. En general son formascorrespondientes a medios litorales y dependen de la litologa correspondiente a subzonas de este ambiente.

LLH: intermareal en zonas protegidas

SH: zona de relativa mayor agitacin, en zonas intersupramareal

SS: ambientes submareales (someros) o intermareal mas distal, con mayor agitacin de las aguas que en losanteriores

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Los LLH y los SH nos sirven adems como criterio de polaridad

13 ESTRUCTURAS DE DEFORMACIN

Falta dar tamao y forma a los cuadros

Son estructuras postdepos

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