Geologia Estructural y Estratigrafia

5/25/2018 Geologia Estructural y Estratigrafia

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Resumen

III

ResumenEn este trabajo de investigacin monogrfica sobre Geologa Estructural y Estratigrafa, se haceuna breve descripcin de la estratigrafa de los diferentes periodos del tiempo geolgico, dando

mayor nfasis a la estratigrafa entre el trisico jursico cretceo, haciendo una breve

correlacin con la estratigrafa de la regin Cajamarca que abarca desde el jursico con el grupo

pucara.

Analizando alguna facies de formacin, proveniencia y su secuencia evolutiva en las cuencas

sedimentarias, sus dislocaciones de origen no tectnico que ocurren durante el proceso de

sedimentacin tales como: estratificacin convoluta, estratificacin cruzada, paralela, laminar,

gradada, flaser, lenticular, imbricacin, slumps, las estilolitas que tiene su origen en rocas

carbonatadas que se pueden confundir con fallas.

Adems las estructuras ocurridas durante este periodo, luego se tiene los efectos producidos por

la deformacin laramidica aproximadamente entre 82 20 Ma. Tambin unos puntos sobre

estratigrafa del ordovcico y cmbrico y al final con un breve alcance en lo que se refiere a la

estructura de las cuencas mesozoicas.

AbstractIn this research monograph on structural geology and stratigraphy, is a brief description of the

stratigraphy of the different periods of geological time, placing greater emphasis on the

stratigraphy between the Triassic - Jurassic - Cretaceous, with a brief correlation with

stratigraphy Cajamarca region spanning from the group Jurassic pucara.

Analyzing some training facies and sequence their evolutionary origin in sedimentary basins,

their origin tectonic dislocations that occur during the sedimentation process such as convolute

lamination, cross-bedding, parallel, laminar, graded, flasser, lenticular, overlapping, slumps,

stylolites which has its origin in carbonate rocks that can be mistaken for flaws.

Furthermore structures occurred during this period, then it has the effects of deformation

Laramide approximately 82-20 Ma also some points on ordovician and Cambrian stratigraphy

and end with a short range in regard to the structure of Mesozoic basins.


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ndice

IV

NDICE

Resumen ......................................................................................................................... III

Abstract ........................................................................................................................... III

Introduccin ...................................................................................................................... V

Geologa estructural y estratigrafa................................................................................... 6

Estratigrafa en el trisicojursico ................................................................................ 7

Facies ................................................................................................................................ 8

Otros tipos de planos de estratificacin: Geometra de los estratos ........................... 12

Estratigrafa .................................................................................................................... 13

Estructura ........................................................................................................................ 16

Sntesis tectnica ............................................................................................................ 18

Deformacin laramidica ............................................................................................. 18

Estratigrafa del Ordovcico............................................................................................ 18

Estratigrafa del Cmbrico .............................................................................................. 19

Algunas Aportaciones Sobre Las Descripciones De Las Sucesiones............................. 20

Origen Y Medio De Los Depsitos Del Nivel Dolomtico Y Calcreo ......................... 20

Estructura de las cuencas mesozoicas ............................................................................ 20

Conclusiones ................................................................................................................... 22

Referencias ..................................................................................................................... 23


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Introduccin

V

Introduccin

La relacin de la geologa estructural y la estratigrafa, es de suma importancia porque nos

permite reconocer por medio de las secuencias estratigrficas las estructuras de origen no

tectnico y tectnico. De tal modo que se hacen estudios estratigrficos y estructurales para

tener un mejor entendimiento sobre la secuencia que tuvo desde el momento de la

sedimentacin que fueron modificadas por las deformaciones provocadas por esfuerzos desde el

interior de la tierra.

Esto nos conlleva a determinar cul fue la secuencia del origen de las diversas estructuras

estratigrficas que ocurrieron durante el tiempo geolgico. El cual hoy en da nos permite

reconocer diferentes estructuras in situ, las diferentes facies nos indican cual fue el origen y quehaban provocado estas dislocaciones tanto tectnicas y no tectnicas.


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Geologa estructural y estratigrafa

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La geologa estructural est relacionada con el anlisis de la deformacin de los estratos

sedimentarios. Cuando el plegamiento es relativamente suave, el orden de sucesin

estratigrfico es fcil de averiguar partiendo de la ley de superposicin. Sin embargo,

los estratos estn fuertemente alterados por pliegues violentos o cabalgamientos u otros

grandes accidentes, es preciso conocer de antemano la serie estratigrfica, encontrar

fsiles o alguna evidencia o sedimentaria del orden de sucesin en las estructuras

(Sitter, 1976).

La influencia de los movimientos de la corteza terrestre, puede ser simultnea,

subsiguiente a la deposicin de los estratos sedimentarios o a la intrusin de rocas

gneas; estos movimientos se clasifican en primarias y secundarias.

En una sedimentacin tranquila sin plegamiento ni formacin de fallas, se puede

deducir el movimiento epirognicos de la corteza terrestre mediante el anlisis de las

diversas facies.

Cuando la facie cambia de una caliza litoral masiva a una marga potente de facie batial,

el cambio de facie es con frecuencia extremadamente rpido (Sitter, 1976).

Estos puntos anteriormente tratados nos permiten reconocer el techo y piso de las capas,

de tal manera que hagamos un anlisis estructural partiendo desde el punto de vista de la

estratigrafa.

La tectnica de una regin no puede aclararse sin un conocimiento bsico de su

estratigrafa; y la estratigrafa no puede estudiarse sin un conocimiento general de las

estructuras (Sitter, 1976).

La variaciones de la serie litolgica tiene fuerte influencia es las dislocaciones

secundarias (pliegues). La alternancia de los lechos blandos y duros, el espesor total de

la serie completa, de sus componentes y sus cambios de facies laterales determinan la

forma y localizacin de los pliegues.


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Estratigrafa en el trisicojursico

En regiones de trisico superior existen afloramientos de macizos rocosos de secuencia

siliciclstica marina (ejemplo el grupo pucara, Calizas gris azuladas, macizas con ndulos

silceos). Sobreyacida por rocas volcnicas y sedimentos clsticos del jursico inferior a medio,

as como de sedimentos clsticos continentales, sobre los que con frecuencia se encuentran

depsitos correspondientes a la transgresin marina del jursico superior para continuar con la

potente secuencia de capas marina esencialmente carbonatadas con algunas presencias de

grnulos silceos, pertenecientes la jursico superior y cretceo (tiempo geolgico, obsrvese la

columna estratigrfica; fig. 1); por ejemplo ampliamente distribuidas en todo el noreste de

Mxico.

Figura 1: columna estratigrfica de la regin Cajamarca, segn Eddita H.C.2011

La estructura interna del bloque est caracterizada por plegamientos mayores de orientacin

general nortenoreste y ligera vergencia hacia el este.

Durante el jursico superior al cretceo inferior, se caracteriza y se escalonan depsitos marinos

progresivos, deformados esencialmente, durante la orogenia laramidica1, en forma de un clsico

cinturn de pliegues y cabalgaduras. Por ejemplo, la configuracin tpica de la Sierra Madre

Oriental en Mxico (Martinez, 1989).

1La Orogenia Laramidica fue un proceso de formacin de montaas (orognesis) que se produjo en eloeste de Norteamrica y que comenz en el Cretcico superior hace unos 70 a 80 millones de aos atrs ytermin hace 20 a 55 millones de aos.


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El jursico superior est representado por lutita, marga y caliza arcillosa, los cuales llegan a

forma estructuras como anticlinal, sinclinal, fallas como por ejemplo, el sinclinal San Lorenzo,

en el estado de Quertaro (en la figura 3 se presenta una interpretacin de esta estructura).

En la parte superior del cretceo inferior, se caracteriza por la presencia de formaciones

carbonatadas as como las formaciones El doctor, el abra, tambara y Tamaulipas en san Luis de

potos, que corresponden a facies de las plataformas y cuencas (ver fig. 3)

En el centro de Per recorre la cordillera oriental, estn compuesto de rocas sedimentarias que

son capas rojas (antes consideradas como grupo mitu) y se hallan en discordancia erosional y

overlap sobre el Grupo Copacabana (Prmico inferior) anteriormente conocida como grupo

pucara para esta zona (Vctor Carlotto, 2006) (ver figura 1).

La estructura interna de estos macizos est caracterizada por plegamientos mayores de

orientacin o vergencia hacia el este. Las zonas ortotectnicas son las partes ms levantadas, en

donde han quedado expuestas las unidades ms antiguas y en donde se observan horizontes de

deslizamiento y despegue que ponen en contacto unidades superiores de la secuencia sobre

unidades inferiores con la total ausencia, por efectos tectnicos, de las correspondientes

unidades intermedias.

FaciesEl anlisis facial se realiza con la finalidad de definir cul o cules fueron los ambientes de la

depositacin, as como reconocer sus variaciones verticales y laterales. Estos anlisis se basan

en su granulometra y estructuras sedimentarias.

Conglomerados arenosos, arenitas y limolitas conglomeraticas, areno y lodo soportados. Arenitas y arenas coglomeraticas con gradacin normal. Arenitas laminadas: arenitas que presentan diferentes tipos de laminacin; plana

paralela, ondulada, inclinada, inclinada ascendente.

Duplas de arenitas y lutitas a escala centimetrica que se repiten cclicamente. Lasarenitas pueden ser macizas, granogradadas y/o con diferentes tipos de laminacin.

Adems de estas facies existen otros tipos que han sido afectados por procesos pos depsitos,

tales como: deslizamientos gravitacionales, fallas sin-sedimentarias y bioturbacin.


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Interpretaciones

Las facies de conglomerados arenosos y arenitas conglomeraticas, las arenitas, granogradacin,

y estratificacin maciza.

Se interpretan como el producto de corrientes tractivas, flujos de masa y corrientes turbidticas

de alta concentracin hasta diluido. Este tipo de facies pueden darse zonas con gran aporte

sedimentario cercano a la costa, semejante a las condiciones delta-abanicos.

Tabla 1: clasificacin de facies segn (Andres Pardo M. M., 2002)

FACIES

INTERPRETACIN

DEL PROCESO DE

TRANSPORTE

INTERPRETACIN DEL PROCESO DE

SEDIMENTACIN

Lodolitasconglomeraticasmacizas

Flujos de lodoscohesivos

Congelamiento sobre fondos que disminuyen eninclinacin, a medida que el esfuerzo cortante ala base del flujo llega a ser menor que la fuerzacohesiva de la matriz

Conglomeradosy arenitasconglomeraticasmacizas

Corrientes deturbiedad de alta

concentracin

Depsito colectivo rpido de una mezcla dearena y guijos debida al incremento de lafriccin intergranular a medida que el flujodesacelera

Conglomerados

o arenitasconglomerticascongradacin degrano normal

Corrientes deturbiedad

de alta concentracin

Depsito grano a grano a partir de la suspensin

con rpido enterramiento, sin un transportetractivo importante sobre el lecho. Cuandoexiste laminacin incipiente es interpretadacomo depsito de granos que son transportadoscomo carga de fondo

Arenitasmacizas

Corrientes deturbiedad

de alta concentracin

Depsito en masa rpido debido a las friccionesintergranulares en una dispersin de sedimentoconcentrada cerca del fondo.

Duplas dearenitaslaminadas ylutitas

Corrientes deturbiedadde concentracin

intermedia a diluida

Depsito grano a grano a partir de suspensinseguido por transporte tractivo como carga de

fondo. Los niveles lodosos son originados apartir de una suspensin seguida por uncalibrado de cizalla de los granos de limo yflculos de arcilla en la sub-capa viscosa de lacorriente de turbiedad

Lodolitassilceas ycalcreasconforaminferos

La introduccin delmaterial terrgeno se

da por accin elica opor corrientes deltaicas

o costeras

Grano a grano o asentamiento de agregados atravs de la columna de agua.


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En la presencia de bivalvos inocermidos en Lodolitas bien laminadas indican ambientes

disaerbicos.

Figura 2: Modelo esquemtico de las asociaciones de facies presentes en un abanico submarino.


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En asociaciones de base a techo presentan diferentes tipos de facies: contacto interior neto,

granogradacin, laminacin plana paralela, inclinada ascendente y/o inclinada en artesa a

pequea escala; son comunes en la parte media de un abanico turbidtico, donde las duplas dearenita-lodolita representa eventos de corriente de turbiedad de baja concentracin y las arenitas

macizas flujos de masas (Andres Pardo M. M., 2002).

Las estructuras presentes en los conglomerados y arenitas sugieren fenmenos de traccin en el

fondo (ejemplo, barras de grava y arena); por otra parte las facies macizas indican flujos

hiperconcentrados de sedimento (ejemplo, depsitos de flujo de escombros). El color rojo-verde

en Lodolitas y que presenten una abundante bioperturbacin, siguen un mbito de depsito

continental.

La laminacin se origina por traccin de partculas en el fondo a partir de corrientes de

turbiedad diluidas (Andres Pardo M. M., 2002).

Las rocas durante su proceso de sedimentacin-litificacin sufren diversos procesos conocidos

como estructuras sedimentarias, lo que tambin se conocen como dislocaciones no tectnicas

entre las que podemos constatar estn:

Laminacin plana y ondulada, estructuras de deslizamiento, estratificacin convoluta, grano

gradacin, estratificacin gradada, estratificacin lenticular.

Figura 3: en A modelo esquemtico de estratificacin convoluta y en B Estratificacin convoluta vista en la seccinde la capa. Capas Krosno (oligoceno). Polonia (Dzhulinski) 2

2Imagen extrada del libro: Geologa estructural de Belousov, segunda edicin, ediciones Mir de Mosc,pg. 45.


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Figura 4: Estratificacin flaser, lenticular y ondulada

Otros tipos de planos de estratificacin: Geometra de los estratos

Figura 5: representacin esquemtica de alguno tipo especiales de la estructura en la estratificacin


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Las biofacies

El anlisis biofacial en asociacin con las litofacies permite determinar el ambiente de

sedimentacin y la posicin batimtrica del depsito final. Tambin determinan los procesos ya

sea por flujos de masa, fenmenos de traccin sobre el fondo y asentamiento vertical (Mario

Moreno, 2002)

Los flujos de masa se originan por congelamiento del material sedimentario sobre los fondos

que disminuyen en inclinacin, a medida que el esfuerzo cortante se hace menor que la fuerza

cohesiva de la matriz. Estas facies puede originarse por diferentes procesos: tormentas,

sedimentacin en zonas inestables, actividad volcnica y ssmica.

Los fenmenos de traccin pueden originarse en zonas de oleaje o por corrientes de turbiedad

episdicas en el fondo, donde cada depsito sufri amalgamacin posterior.

Estratigrafa

Las estructuras y estratigrafas genera diversas interpretaciones y materia de investigacin de los

gelogos as como (Jos Rafael Barboza-Gudio, 2004) con el fin de establecer su estratigrafay estructura, ambas con grandes implicaciones para la reconstruccin paleogeogrfica y la

evolucin tectnica regional.

No obstante, la estratigrafa que se presente durante estos periodos, pueden encontrarse en

algunas reas de rocas paleozoicas.

Cuando se realizan estudios estratigrficos el objetivo principal es determinar la estructuracin

de las formaciones rocosas de una determinada rea; donde afloran nicamente rocas

mesozoicas se pueden subdividirse en diferentes secuencias:

1) En la base una secuencia siliciclstica marina.2) Una secuencia intermedia de rocas volcnicas con algunos sedimentos clsticos del

jursico inferior a medio.

3) Una secuencia de rocas clsticas continentales (capas rojas) de un espesor muy variable,del jursico medio a superior.

4) Secuencia o cubierta calcrea marina des jursico superior al cretceo superiorEstas secuencias guardan relacin con las facies y con las unidades reconocidas en la SierraMadre Oriental de Nuevo Len y Tamaulipas (Jos Rafael Barboza-Gudio, 2004).


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Las unidades que pertenecen a estos periodos consisten en lutitas con una estructura de la

laminacin interna y alternancia de escasas capas delegadas de limolitas y grauvacas finas. Slo

ocasionalmente, las limolitas y grauvacas se vuelven ms frecuentes y ocurren en capas msgruesas, hasta dar a la secuencia un carcter de alternancia rtmica. Las lutitas y limolitas son

regularmente de color pardo a negro en superficie fresca y verde amarillento en superficie

intemperizada, en tanto que las grauvacas son de color gris intermedio, con colores por

intemperismo de la roca similares a los de las lutitas.

Otro de los rasgos importantes en los estudios sobre estratigrafa, para determinar una

correlacin, siguiendo un patrn lgico es la presencia de fsiles, que de acuerdo a las especies,

se puede realizar una configuracin ms detallada de la estratigrafa de una regin. Que se

fosilizan en una secuencia sedimentaria de lutitas, calizas, grauvaca, limolitas.

Las grauvacas son sedimentos inmaduros, estructural y composicionalmente, con componentes

subangulosos y un porcentaje de matriz superior a 35 o 40 %, llegando a mostrar una textura

soportada por dicha matriz.

Sobreyaciendo a la secuencia turbidtica se observan capas ms gruesas a bancos de hasta 2 3

m de espesor de areniscas o cuarcitas conglomerticas de color gris claro a crema, con

estratificacin oblicua rectaen algunas capas y alternancia de lutitas fsiles de color gris oscuro

y rojo violceo o verde amarillento en superficies intemperizadas.

Las relaciones estratigrficas de estas secuencias son obscurecidas por la fuerte deformacin y

alteracin de las rocas. El agrupamiento de unidades con una litologa y origen tan diferentes

restara detalle a la subdivisin estratigrfica y con ello a la interpretacin de la evolucin

geolgica.

El ambiente de depsito es un ambiente con aporte de materiales terrgenos, restos de plantas y

depsitos lenticulares de areniscas conglomerticas, del tipo de canales, con laminacin interna

en parte oblicua recta, que alternan con facies de planicies de inundacin, por lo que se

interpreta de tipo deltaico distal a marino proximal.

La secuencia volcnica se interpreta de origen subareo por su carcter piroclstico, con

frecuentes flujos de cenizas y flujos de lava con ausencia de formas almohadilladas, presencia

de brechas de desintegracin y ausencia de sedimentos marinos intercalados, o de indicios de la

influencia de corrientes o alteraciones submarinas, con excepcin de los productos

volcanognicos contenidos en los sedimentos marinos someros. Por lo tanto la ocurrencia de

estos volcanes tendra lugar a una zona muy prxima a la costa.


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Adems, la siguiente unidad est definida como una secuencia clstica continental. Esta unidad

en el rea de estudio se describe como una secuencia de tipofining upward (grano decreciente),

con brechas o conglomerados polimcticos en la base, pasando por areniscas hasta transformarseen una secuencia montona de limolitas y en parte lutitas de color rojo violceo y caf rojizo

hacia la cima.

En el jursico superior, durante la transgresin marina, como base se encuentran rocas calizas o

bien cualquier otra facies, clstica calcrea o evaporitica, en otras regiones del mundo por

incluir algunas facies marinas o lagunares depositadas durante esta transgresin marina, por

ejemplo el Grupo Zuloaga, que consiste en una secuencia de calizas micriticas, respecto a la

facies de relativa mayor profundidad, para las primeras capas de caliza en la base de la

Formacin Zuloaga, se observa a nivel regional que el tope de la Formacin La Joya aparece

bien estratificado y laminado, y con marcas de oleaje, indicando un ambiente marino somero,

por lo que las primeras calizas de la Fm. Zuloaga no corresponden exactamente con la base de la

transgresin marina y su depsito correspondera lgicamente con una facies de cierta

profundidad y con el cese de los aportes terrgenos (Jos Rafael Barboza-Gudio, 2004).

Las rocas calizas de acuerdo con su contenido fosilfero se clasifican en mudstone, wackestone

y que son muy frecuentes en las formaciones de san Luis de potos, Mxico.

Las areniscas son de grano fino y ocurren en forma de capas delgadas con laminacin paralela y

oblicua curvada en algunas capas, espordicamente pueden ocurrir tambin delgadas capas

margosas. Por su litologa y rasgos sedimentolgicos, estos depsitos ocurrieron en una cuenca

poco profunda, con libre circulacin y parcial influencia del oleaje, dentro de una zona

sublitoral entre 50 y 100 m de profundidad.

En regiones donde se acumulan depsitos conglomeraticos son producto de la erosin de las

diferentes unidades estratigrficas que la conforman, tras el levantamiento tectnico, por lo que

puede distinguirse una gran variedad de rocas sedimentarias entre sus componentes clsticos,que tambin se pueden formar parte de esto depsitos conglomeraticos si durante la

ortotectnica dio lugar a emplazamiento de rocas intrusivas que tambin se podra encontrar

formando parte de estos depsitos.

Los conglomerados ocurren en forma de abanicos aluviales y se trata de depsitos de materiales

en parte consolidados o cementados por caliche y en parte poco consolidados o no consolidados.

La granulometra es muy variada, desde arenas hasta cantos rodados o bloques de un decmetro

o ms de dimetro.


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Estructura

La evolucin tectono-sedimentario de una cuenca entre el jursico medio al cretceo superior,

estuvo ligado a peridicas transgresiones y regresiones marinas de esta manera, se propici la

depositacin de secuencias sedimentarias compuestas principalmente de depsitos siliciclsticos

de ambientes costeros, depsitos evaportico y depsitos de carbonatos tanto de ambientes de

plataforma somera y profunda como en complejos arrecifales (Francisco Gonzlez Snchez,

2007)

Las estructuras que se desarrollan en macizos rocosos calcreos, son generalmente en su

primera fase pliegues, como estas rocas son frgiles dan origen a las fallas, que si estn

sometidas a esfuerzos de compresin a fallamiento inversas o transcurrente o de traccin

inversas, y por la influencia de esfuerzos verticales con la presencia de fallas normales da lugar

a los pilares tectnicos (estructura de la sierra catorce, san Luis d potos, Mxico; ver fig. 2).

Figura 6: Modelo simplificado de evolucin tectnica de la porcin noroccidental de la Sierra de Catorce

Las facies de estratificacin de rocas frgil, contribuyen a la generacin de estructuraslevantadas del tipo pilar tectnico (ejemplo, pilar tectnico asimtrico de la sierra de catorce en

Mxico), tambin zonas de bloque de falla, generando fallamiento normal e inverso debidos a

esfuerzos de traccin y compresivos, fallamiento normal de orientacin oestenoroeste hacia

sus extremos norte y sur, y una ms difusa margen oriental con desarrollo de fallas normales

menores, de orientacin nortesur (Jos Rafael Barboza-Gudio, 2004).


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Figura 7: seccin palinspastica de la regin de Quertaro, Mxico

Algunos horizontes conglomeraticos estn relacionados con fallamiento normal sin-sedimentario. En cretceo superior est representado por caliza pelgica y lutita subordinada, en

su base, y en el resto predominan lutita, marga y arenisca de textura fina. Por ejemplo las

formaciones Soyatal y Mndez, desde 0 hasta 200 (Martinez, 1989).

Figura 8: secciones estructurales a travs de la sierra madre oriental, Mxico

Las estilolitas Debido a la prdida de material por disolucin, una estilolita puede confundirse

con una falla.

Figura 9: Estilolitas generadas por disoluciones calcreas


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Sntesis tectnica

Deformacin laramidicaEl cinturn de pliegues y cabalgaduras de la sierra madre oriental, en el centro de Mxico, se

caracteriza por un estilo estructural que vara abruptamente desde el WS hacia el NE, a traes de

los taludes de las plataformas carbonatadas.

Estratigrafa del Ordovcico

Durante la serie ordovcica, se han identificado una serie estratigrfica de rocas detrticas

siliciclstica y carbonatadas con metamorfismo de grado bajo. Por ejemplo en la regin Junn -

Per se ha identificado la edad de esta serie estratigrfica, ya que en la parte superior se han

encontrado fsiles que han sido datados como Darriwiliano superior (Enrique Daz-Martnez,

2005). Por lo tanto se puede predecir que la parte inferior de esta formacin es mucho ms

antigua.

En el periodo del ordovcico se extiende bajo una laguna estratigrfica que se extiende hacia el

silrico y devnico, y que por la parte superior se acenta un macizo de pizarras (Julivert,

1967), esto se correlaciona con el ordovcico del Per entre Junn y Cerro de Pasco que tambin

se encuentran rocas pizarrosas (Enrique Daz-Martnez, 2005) que ambas corresponden alordovcico medio.

Segn (Enrique Daz-Martnez, 2005), la columna que se ha levantado consta de ms 700 m,

que es una serie meta sedimentaria siliciclstica carbonatada que comprende cuatro unidades

de base a techo.

Est compuesto bsicamente por secuencia de lutitas, cuarcitas y pizarras. El tope de la serie

ordovcica se encuentra una discordancia, claramente diferenciable por sus litofacies.

Estas litofacies se han descrito en funcin de su litologa, estructuras sedimentarias, contenido

fosilfero, y relaciones geomtrica. Las cuales se agrupan en seis asociaciones de facies (ver

tabla 1).


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Tabla 2: descripcin e interpretacin de litofacies presentes en la Formacin San Jos en el Cerro Huancampasegn (Enrique Daz-Martnez, 2005)

Litofacies Descripcin Proceso

Finos

DeformadosLutitas con bloque deslizados de caliza Resedimentacion

Lutita con evidencia de resedimentacion Resedimentacion

No deformadosLutita con graptolites Decantacin pelgica

Lutita laminada Flujo turbulento

ArenasNo deformados

Arenisca masiva gradada Flujo turbulento

Arenisca con laminacin horizontal Flujo turbulento

Arenisca con ondulitas de corriente Flujo turbulento

Arenisca con estratificacin cruzada Flujo laminar

Deformados Areniscas con capas deformadas Resedimentacion

Carbonatos Caliza fosilferaSedimentacin fgatos

fsiles

En cuanto a los graptolites corresponden a una fauna marina pelgica. Los ambientes

sedimentarios de las diferentes asociaciones de litofacies indican un contexto sedimentario de

abanicos turbidticos submarinos dentro de un medio profundo. Esta sedimentacin pelgico

turbidictica estuvo acompaada de deslizamientos sinsedimentaria de materiales de reas

someras (Enrique Daz-Martnez, 2005).

No obstante en el Per, por primera vez se ha identificado una serie sedimentaria marina

profunda pelgica y turbidtica de la edad ordovcico, correlacionada con restos fosilferos de

graptolites.

Estratigrafa del Cmbrico

Durante los diferentes estudios realizados, principalmente en la regin de Asturias, Espaa se ha

logrado identificar la serie estratigrfica (Julivert, 1967).

El hallazgo de una serie de faunas y presencia constante de dolomas del cmbrico son las

caractersticas ms constantes entre el cmbrico y ordovcico, estas caractersticas segn estos

autores se pueden distinguir de abajo hacia arriba como sigue:

1) Doloma y caliza de grano fino2) Caliza detrtica3) Pizarras verdades, ricas en trilobites4) Areniscas glauconitas y cuarcitas en capas delgadas alternado con pizarras


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5) Cuarcitas blanca macizaEsta disposicin da lugar a que el cmbrico aflore ampliamente y esto permita reconocer la

uniformidad de la sucesin estratigrfica como de las facies, con la excepcin a lo sumo de

ciertos cambios de espesor entre pizarras y areniscas.

Algunas aportaciones sobre las descripciones de lassucesiones

Segn (Julivert, 1967), las sucesiones comienzan en la parte superior de este periodo con calizas

y en el inferior a dolomas, este nivel dolomtico presenta una estructura de estratificacin con

laminacin paralela.

En todas estas sucesiones corresponde a estratificacin constante, lo caracterstico de etas

diferentes sucesiones es su potencia que son variables entre sucesin y sucesin.

No obstante las dolomitas presentan diferente estructuras en cuanto a su estratificacin como

laminar, paralela y gradada, esto por el hecho de que presenta alternancias de dolomitas de un

grano grueso a fino (Julivert, 1967).

Origen y medio de los depsitos del nivel dolomtico ycalcreo

El origen de las dolomas ha sido siempre un problema de la sedimentologa, para llegar a

determinar su procedencia, pero gracias a estudios en diversos lugares del mundo se conoce que

proviene de un intercambio de elementos entre el calcio y el magnesio, conocido como proceso

de dolomitizacion.

Los depsitos calcreos que se superpone siempre al nivel dolomtico, indica unas condiciones

distintas al del nivel dolomtico. Las calizas tienen unas caractersticas que indican su depsito

en medio nertico poco profundo.

Estructura de las cuencas mesozoicas

La configuracin estructural y estratigrfica de las cuencas mesozoicas se inician durante la

orogenia del permo-trisico y que conjuntamente se desarrolla le evolucin paleogeografca del

mesozoico al cenozoico, se relaciona estrechamente con la apertura y evolucin del golfo de

Mxico, segn (Francisco Gonzlez Snchez, 2007) guarda relacin con el rompimiento delsper continente pangea durante el Trisico Superior - Jursico Medio ello condiciono la


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evolucin estratigrfica del Cretceo, hasta la Orogenia Larmide, entre el Cretcico Superior al

Terciario Inferior.

Este rompimiento y separacin de Pangea dio origen a los pilares y fosas tectnicas que

contribuyeron a las distribuciones de altos y bajos estructurales que a su vez controlaron en

adelante las cuencas sedimentarias y que luego pasa a determinar los estilos estructurales

larmides.

Figura 10: Seccin transversal A-A (localizada en la Fig. 2) mostrando la configuracin interna restituida (anteriora la Orogenia Larmide) de la cuenca mesozoica del Noreste de Mxico. La alternancia de formaciones con tramas

de tonos claros u oscuros se corresponde con las pocas geolgicas de la escala de tiempo a la derecha de la figura.

En cuanto a la composicin litolgica de los bloques es diferente de un rea a otra debido alacomodo de stos por movimientos de fallas con desplazamiento lateral.


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Conclusiones

Los pilares tectnicos controlan parcialmente la sedimentacin mesozoica los cualessirven de lmite.

los pliegues mesozoicos relativamente tienen una vergencia hacia el este. Los anlisis de la facies de formacin, permiten identificar diversas estructuras, as

como tambin los ambientes de formacin.

Existen estructuras consideradas como no tectnicas o tambin llamadas dislocacionesno tectnicas, que tienen su origen cuasi a la par con la formacin de la estratificacin

litolgica.

La geologa estructural depende siempre de la estratigrafa de la secuencia sedimentaria.


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Referencias

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Geologia Estructural y Estratigrafia