Estratigrafía Secuencial

www.ingenieriageofisica.com UNMSM/IRD INTRODUCCIÓN A LA ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL Texto del curso dictado en abril-mayo del 2008 en el IRD de Lima por René Marocco IRD 20/01/2009 La finalidad del curso es presentar los conceptos básicos de la Estratigrafía Secuencial a personas no vertidas en este método, para que puedan leer, sin mayor problema de conceptos teóricos y de vocabulario, publicaciones especializadas. Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 CONTENIDO Tema página 2 3 4 8 9 10 Contenido………………………………………………………………………………………………. Nota liminar…………………………………………………………………………………………… Introducción………………………………………………………………………………………….. 1- Los cambios de nivel de base. Transgresión y regresión……………………. • 1.1. Fluctuaciones del nivel de base…………………………………………….. • 1.2. Transgresiones y regresiones………………………………………………… 2- Las terminaciones estratales y los principales tipos de superficies en estratigrafía secuencial………………………………………………………………………… • 2.1 Los tipos de terminaciones estratales…………………………………….. • 2.2. Las superficies en estratigrafía secuencial…………………………… 3- Los cortejos sedimentarios o Cortejos de sistemas (systems tracts)… • 3.1. Cortejo de bajo nivel (lowstand systems tract)……………………… • 3.2. Cortejo transgresivo (transgressive systems tract)………………… • 3.3. Cortejo de alto nivel (High systems tract)……………………………… • 3.4. Cortejo de caída del nivel de base (Falling stage systems tract) • 3.5 Cortejo regresivo (Regressive systems tract)…………………………. 4- Los modelos de secuencias………………………………………………………………… • 4.1. La secuencia de depósito………………………………………………………… • 4.2. La secuencia genética………………………………………………………………… • 4.3. La secuencia transgresiva-regresiva…………………………………………… • 4.4. Las parasecuencias………………………………………………………………… 15 15 15 25 26 28 30 31 33 35 36 37 37 37 5- Conclusiones………………………………………………………………………………………….. 41 Bibliografía……………………………………………………………………………………………….. 42 www.ingenieriageofisica.com 2 Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 NOTA LIMINAR Desde los años 90 la estratigrafía secuencial se ha vuelto una herramienta indispensable para todo estudio litoestratigráfico cuya finalidad es reconstruir la evolución de una cuenca sedimentaria: determinación de la extensión espacial de los cuerpos sedimentarios principales, previsión de la arquitectura del relleno sedimentario a partir de observaciones de campo puntuales y de documentos de subsuelo, determinación de los fenómenos responsables del control de la sedimentación (eustatismo, tectónica, clima, etc.). Los problemas mayores encontrados por los no especialistas que tratan de analizar una serie sedimentaria en términos de estratigrafía secuencial vienen del vocabulario y de las nociones de relación entre fluctuación del nivel del mar-tasa de sedimentaciónmigración de la costa. Si uno no ha estudiado los aspectos teóricos de la estratigrafía secuencial tendrá dificultad por entender porque podemos tener una sedimentación progradante (es decir “regresiva”) mientras se produce un levantamiento del nivel del mar (caso de una regresión normal). También el no especialista puede tener problemas en el manejo de los nombres de los diferentes cortejos sedimentarios (systems tracts). una introducción a esta disciplina para que los geólogos interesados en leer textos tratando de series sedimentarias analizadas secuencialmente, lo puedan hacer sin tener necesariamente un conocimiento teórico completo del tema. Esta “Introducción a la Estratigrafía Secuencial” se inspiró principalmente de las publicaciones de O. Catuneanu cuyas referencias podrán encontrar en la bibliografía que daremos al final del texto. Finalmente, debo indicar que este texto utiliza muchas ilustraciones extraídas de libros publicados y para las cuales no pedí autorizaciones de reproducción a las editoras; por esta razón, este texto es de uso exclusivamente interno a los estudiantes en Geología que llevaron el curso “Introducción a la Estratigrafía Secuencial” que dicté en abril-mayo del 2008 en el auditórium de la representación del IRD en el Perú. Se les ruega tener mucho cuidado en la eventual reproducción y utilización de esta introducción a la estratigrafía secuencial. El texto que sigue debe ser considerado, no como un tratado de Estratigrafía Secuencial, pero simplemente como www.ingenieriageofisica.com 3 Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 INTRODUCCIÓN Definición de la Estratigrafía Secuencial La definición de la Estratigrafía Secuencial que ha dado O. Catuneanu en su artículo publicado en 2002 (ver “Bibliografía”) me parece excelente; es la que usaremos para redactar esta introducción. La estratigrafía secuencial es el paradigma más reciente y, tal vez, el más revolucionario en geología sedimentaria. Ha renovado los métodos del análisis estratigráfico. A la diferencia de los otros tipos más convencionales de análisis estratigráficos, tales como la bioestratigrafía, la litoestratigrafía o la magneto- estratigrafía que consisten esencialmente en la colección de datos, la estratigrafía secuencial se construye tomando en cuenta: • • La reconstrucción de los parámetros de controles alógenos al momento de la sedimentación y, La predicción de las arquitecturas de facies en las zonas no todavía estudiadas. El primer aspecto suscitó (y sigue suscitando) un gran debate entre los partidarios del control eustático vs los del control tectónico de la sedimentación. El segundo aspecto proporciona a la industria petrolera una excelente herramienta de correlación para la exploración y el análisis de las cuencas. Sin embargo, esto no quiere decir que la estratigrafía secuencial es el triunfo de la interpretación sobre los datos, o que la estratigrafía secuencial se ha desarrollado independientemente de las otras disciplinas de la geología. De hecho, la estratigrafía secuencial se construye a partir de los datos existentes; ella necesita un buen conocimiento de la sedimentología y del análisis de las facies. La estratigrafía secuencial establece las relaciones entre la sedimentología, el análisis de las cuencas y los diferentes tipos de análisis estratigráficos convencionales. www.ingenieriageofisica.com 4 www. la naturaleza de las superficies y la de la relación de las unidades estratigráficas entre ellas. Van Wagoner et al.ingenieriageofisica.que son la base de la estratigrafía secuencial (Grabau. la carta de los ciclos eustáticos globales (la carta de Vail) constituía con la estratigrafía secuencial un conjunto inseparable. ciertos autores escribieron sobre las relaciones existentes entre sedimentación. Por el contrario. ignorada por los partidarios de la estratigrafía sísmica. 1962. fue introducido por Sloss et al. cuando apareció en los años 1970 (Vail. 1949. El término de “secuencia”.. 1975 .com 5 . Conjuntamente con el concepto de estratigrafía sísmica se publicó la carta de los ciclos globales (Vail et al. 1977). Pero. en su comienzo. 1913. provocó una revolución en la estratigrafía. son consideradas como elaboradas según una curva de los cambios relativos del nivel del mar que toma en cuenta tanto lo que corresponde al eustatismo. Sin embargo. basada sobre el postulado que el eustatismo es el motor principal de la formación de las secuencias y de la ciclicidad estratigráfica. también básico en estratigrafía secuencial. etc. ya a principios del Siglo XX. Con esta nueva noción de variación relativa del nivel del mar (o del nivel de base). en los años 1990. 1990). la estratigrafía secuencial presentaba el eustatismo global como el principal (y para muchos autores el único) motor de la génesis de las secuencias . 1917. esto fue en los años 1980 (ver por ejemplo Posamentier et al..Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 Aspectos históricos La estratigrafía secuencial es a menudo considerada como una mera extensión de la estratigrafía sísmica de los años 70. 1988 . La estratigrafía sísmica. se pasó a la estratigrafía secuencial . Posamentier y Vail. Cuando se incorporaron a la estratigrafía sísmica los datos de campo y de perforaciones. 1988 .. de la noción de variación del nivel del mar (es decir de la noción de eustatismo global) a la de variación relativa del nivel del mar constituyó un avance mayor en la estratigrafía secuencial. (1949) para definir una unidad estratigráfica limitada por dos discontinuidades subaéreas. no intervienen las consideraciones relativas a las fluctuaciones del nivel eustático o de la tectónica en la determinación de las secuencias o de los otros elementos (cortejos sedimentarios. a la tectónica y a los otros controles alógenos de la sedimentación. Barrel. Vail et al. El paso.). Sloss. superficies estratigráficas) de la estratigrafía secuencial. Sloss et al. 1977).. discontinuidades y variación del nivel de base . Sloss subrayó la importancia de estas discontinuidades y subrayó también la importancia de la tectónica en su génesis. Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 Algunas definiciones 1En primer lugar veremos algunas definiciones de la estratigrafía secuencial que dieron diferentes autores en diferentes épocas.e.com 6 . correlativa de la superficie de erosión). la estratigrafía secuencial es el estudio de las relaciones entre las rocas sedimentarias de un conjunto de estratos ligados genéticamente y limitado (este conjunto) por superficies de erosión. así que de su desarrollo en respuesta a las fluctuaciones de la alimentación sedimentaria y del espacio disponible para la sedimentación. menos espectacular que la erosión subaérea. actúa la erosión marina (olas. zona submarina. de no-sedimentación o por sus concordancias correlativas (ver a continuación el significado de “concordancia correlativa”).). (1988) y Van Wagoner (1995). La parte de la cuenca ubicada a la derecha del punto B corresponde a una zona submarina alejada de los efectos de la erosión de las olas o de las tormentas. Algunas palabras-clave: Ciclicidad. A es el punto donde el nivel del mar intercepta al continente (en otras palabras A es la línea de costa). Concordancia correlativa En la figura la linea xx' representa el límite superior de una secuencia. corresponde a un ciclo estratigráfico. de la erosión y de la fluctuaciones del nivel de base. www. Aquí también la superficie limitan-do las dos secuencia será una superficie de erosión. el límite entre la dos secuencias es una superficie de erosión subaérea. tormentas. Una secuencia es un ciclotema. Es decir que no hay interrupción de la sedimentación marina entre la secuencia anterior y la actual. Para Galloway (1989). El límite entre las dos secuencias es teórico y se llama « concordancia correlativa » (i. etc. Notamos que la noción de sedimentación y la de fluctuación del nivel de base son distintas. Embry (2001) piensa que el reconocimiento y la correlación de las superficies estratigráficas subrayan cambios en los sistemas de depósito de las series sedimentarias.ingenieriageofisica. en esta porción. Entre A y B . i. Para Posamentier et al. En la parte por encima del nivel del mar (la parte ubicada a la izquierda del punto A) reina la erosión subaérea. se los puede determinar por el análisis sedimentológico y el estudio de las relacione geométricas. la estratigrafía secuencial es el análisis de los conjuntos de sedimentación cíclicos presentes en las sucesiones estratigráficas. Tales cambios se deben a la interacción de la sedimentación. e. .Los cortejos sedimentarios (system tracts): Asociación de sistemas de depósitos contemporáneos. debido al modelo eustático global. .com 7 . Un sistema de depósito evoluciona lateralmente hacia el sistema adyacente. Estratos ligados genéticamente: No existe hiato mayor en el seno de una secuencia. para las correlacione a gran escala. www. La secuencia corresponde a un ciclo estratigráfico completo de evolución progresiva del régimen de sedimentación. indican un cambio en el régimen de la sedimentación de una y otra parte del límite.Sistema de depósito: Conjunto tridimensional de facies cuyos procesos de formación son ligados y que registran los principales elementos de la paleogeografía. o el sistema de abanico profundo (deep sea fan). El cortejo sedimentario se interpreta en base al patrón de apilamiento de ls capas. Los conceptos de secuencia. el sistema fluvial pasa lateralmente al sistema deltáico. . es necesario un control temporal independiente. constituyendo asociaciones lógicas de elementos paleo-geomorfológicos (ver más abajo “cortejo sedimentario” o system tracts¨). formando la subdivisión de una secuencia. del espesor o de la extensión lateral. se consideraban como línea de tiempo.En estratigrafía secuencial se usan algunos conceptos que vale la pena definir. Por ejemplo. El carácter concordante o discordante de las superficies límites no es importante para delimitar la secuencia. El timing del cortejo sedimentario se deduce de una curva que describe las fluctuaciones del nivel de base. de cortejo sedimentario y de superficie estratigráfica son independientes de la escala (es decir del tiempo de formación). Ejemplos de sistemas de depósito son el sistema fluvial el sistema deltáico. Las secuencias y lo cortejos sedimentarios están limitados por superficies estratigráficas que marcan un evento específico en la historia sedimentaria de la cuenca. las superficies limitando las secuencias. 2. sobre su posición en l secuencia y sobre el tipo de superficies limitándolo. Actualmente.ingenieriageofisica. Secuencias: Sucesión relativamente concordante de estratos ligados genéticamente y limitados por discontinuidades o sus concordancias correlativas. Tales superficies pueden ser concordantes o discordantes.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 Estructura temporal: Al comienzo de la estratigrafía secuencial. solo nos interesaremos a las fluctuaciones de este nivel de base y sus influencias sobre la sedi- www.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 1 LOS CAMBIOS DEL NIVEL DE BASE TRANSGRESIONES Y REGRESIONES La noción de nivel de base ha sido el objeto (y sigue siéndolo) de debate en el seno de la comunidad de los geólogos que se interesan a las relaciones existentes entre la sedimentación y las fluctuaciones del nivel del mar. El perfil de equilibrio se ajusta constantemente a la altura de las zonas de aportes medida que actúan la erosión y/o la tectónica. el nivel de base es el punto donde los ríos penetran en el mar.ingenieriageofisica.com 8 . y también la erosión submarina provocada por la corriente fluvial sobre el fondo del mar al nivel de la desembocadura. No entraremos en esta discusión (a veces al límite del bizantinismo) que ha sido muy bien desarrollada en Catuneanu (2002 y 2006). Figura 1: El concepto de nivel de base. Para ciertos autores el nivel de base es el nivel del mar. según Plummer y McGeary (1996). tomando en cuenta que la erosión no deja de actuar cuando el río llega al mar. para estos autores. es decir el punto del continente interceptado por el mar (o sea la línea de costa). pues la erosión por las olas y las corrientes costeras es efectiva. el nivel de base es una superficie de equilibrio entre la erosión y la sedimentación. Para otros. Sólo indicaremos que los perfiles de equilibrios de los ríos son muy importantes para entender los procesos de sedimentación en las zonas continentales. clima) Figura 2: Creación o desaparición de espacio disponible Figura 2: Creación o desaparición de espacio disponible • diagenéticos (compactación de los sedimentos) • ambientales (energía de las olas. Cuando las zonas alimenticias de la sedimentación se levantan. El perfil de equilibrio ha sido alcanzado cuando el río transporta su carga sin agradación ni degradación de los canales. tectónica. corrientes marinas) www. Este espacio se crea o se destruye con las fluctuaciones del nivel de base. A la diferencia del espacio disponible que depende. Fluctuaciones del nivel de base El concepto de espacio disponible para la sedimentación. Hay que tomar en cuenta que el espacio disponible se reduce gradualmente debido a la acumulación sedimentaria. de la sedimentación. en parte.ingenieriageofisica. concepto definido por Jervey (1988). son completamente independientes de la acumulación sedimentaria. 1. ellas. los ríos tienden a desarrollar un equilibrio dinámico bajo forma de un perfil longitudinal regular. La figura 2 muestra la influencia de la acumulación sedimentaria y de la fluctuación del nivel de base sobre el espacio disponible para la sedimentación. es uno de los conceptos de base de la estratigrafía secuencial. Estas fluctuaciones reflejan modificaciones de numerosos factores de control: • externos (eustatismo. La figura 1 ilustra el concepto de nivel de base según Plummer y McGeary (1996).com 9 . las fluctuaciones del nivel de base.1.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 mentación. la línea roja representa la superficie de máxima inundación. Una transgresión es la migración hacia el continente de la línea de costa. La retrogradación www. 4: ciclo transgresión-regresión. 2: Transgresión = migración de las facies hacia el continente.com 10 . así como las modificaciones transgresivas y regresivas de la línea de costa (figura 3). y una profundización del mar en la proximidad de la línea de costa.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 1. Transgresiones y regresiones El balance entre los cambios del nivel de base y la sedimentación controla las fluctuaciones del espesor de la capa de agua. Figura 3: Transgresión y regresión.ingenieriageofisica.2. 1: estado inicial. Dicha migración provoca un movimiento de las facies hacia el continente. 3: Regresión = migración de las facies hacia el mar. una fluctuación de 15 metros del nivel del mar va a provocar un cambio en la litología y la organización de las facies. (subsidencia>caída eust.) Subida relativa=sub.com 11 .>levantamiento tectónico) Figura 4: Varios escenarios de subida del nivel relativo del mar. En cambio. levantamiento tectónico) se creará o desaparecerá espacio disponible para la sedimentación. Subida relativa=Subsidencia+subida eustática Subida relativa=Subsidencia-caída eust. figura 4) o la baja relativa de dicho nivel (regresión figura 5). La relación directa entre el hecho que el mar profundiza (en caso de transgresión) y disminuye de profundidad (en caso de regresión) es válida únicamente en las zonas cercanas a la costa.ingenieriageofisica. es decir de creación de espacio disponible para la sedimentación (= “transgresión”).) Subida relativa= Subida eustática (0 subsidencia) Subida relativa=Subsidencia (0 caída eust. en un mar profundo de 200 metros. En un mar profundo de 30 metros. eust. En función de la variación de los diferentes parámetros (fluctuaciones del nivel relativo del mar. www. los cambios de profundidad del mar no afectan a la sedimentación. La materialización de una transgresión o de una regresión será ilustrada por la creación (transgresión) o la desaparición (regresión) de espacio disponible para la sedimentación. Una regresión se traduce por una migración de la línea de costa hacia el mar y. La progradación es el patrón característico de la regresión. eust. la migración de las facies hacia el mar.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 (migración de las facies hacia el continente) es el patrón característico de la transgresión. la fluctuación de 15 metros no tendrá influencia en la sedimentación. Las figuras 4 y 5 ilustran varios escenarios para explicar la subida del nivel relativo del mar (transgresión. Mar adentro.-levantamiento tectónico (sub. por consiguiente. subsidencia. Tectón. De esto resulta una retrogradación de las facies. (levant.) Baja relativa=Caída eust. Tectón.ingenieriageofisica. escapando a la erosión de las olas de segunda etapa. La superficie de erosión retrabajada por las olas durante la transgresión de la línea de costa se encuentra cubierta por los depósitos de frente de playa (shoreface). Subiendo el mar.-subsidencia (caída eust. las olas erosionan lo que antes se encontraba en la zona subaérea pero inmediatamente cercana al mar constituyendo una superficie de erosión.>subsidencia) Figura 5: Varios escenarios de baja relativa del mar.>subida eust. es decir detrucción de espacio disponible (= “regresión”). cuando sube el nivel del mar en la línea de costa. Tectón. Baja relativa=levant.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 Baja relativa=levant. esta superficie de erosión de primera etapa se encuentra ubicada a mayor profundidad. (0 cambio eust.+caída eust. www. Las transgresiones se producen cuando la creación de espacio disponible es superior a la colmatación sedimentaria.com 12 .) Baja relativa=Caída eustática (0 subsidencia) Baja relativa=Levant. Tectón. así como se lo puede ver en la figura 6.+subida eust. Efectivamente. Sobre esta superficie de erosión se depositan sedimentos de shoreface. com 13 . Antes de que se detenga la subida. NR= Regresión normal. según Catuneanu (2007) muestra cuando se producen los dos tipos de regresiones. Según Catuneanu (2007). Existe dos tipos de regresiones: las regresiones forzadas (forced regressions) y las regresiones normales. hay un período durante el cual la velocidad de www. a medida que el nivel de base se acerca de su punto más alto disminuye la velocidad de subida del nivel. Retrogradación de las facies de s sobre la superficie erosionada por las olas en la etapa anterior al inicio de la transgresión.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 Figura 6: Transgresión. Figura 7: Los conceptos de transgresión y de regresión. la de abajo la velocidad de las fluctuaciones en función del tiempo. Explicaciones en el texto. Observamos lo que ocurre a partir de la parte izquierda de la ilustración. FR= Regresión forzada. A un cierto momento se detiene la subida. La figura 7.ingenieriageofisica. El nivel de base comienza a subir (el mar “sube”). su velocidad pasa a 0. Comentamos la figura 7. La curva de arriba representa las fluctuaciones del nivel de base. desaparece el espacio disponible. Figura 8: Regresión normal = agradación+progradación. La erosión fluvial acompaña una progradación en offlap de los depósitos marino someros (de shoreface). Las regresiones forzadas se producen durante los períodos de baja del nivel de base. cuando la tasa de sedimentación sobrepasa la débil tasa de subida del nivel de base. a la vez. es decir que estamos en un proceso de relleno. el resultado es una regresión normal aunque estamos en un período de subida del nivel de base.ingenieriageofisica.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 acumulación sedimentaria exceda la creación de espacio. Después de alcanzar su punto más bajo. mientras dura esta situación. Toda esta fase de baja de nivel corresponde a la regresión forzada. Las regresiones normales se producen en las etapas tempranas y tardías de subida del nivel de base. el nivel de base no puede hacer otra cosa que quedarse estable o subir de nuevo. o sea de aparente “regresión”. La velocidad de baja de nivel disminuye de velocidad y el mar alcanza su nivel más bajo. Después de haber subido y alcanzado su mayor nivel. cuando la línea de costa tiene que regresar cualquier que sea el aporte sedimentario. Con estas explicaciones podemos definir los dos tipos de regresiones. Al comienzo de la subida. el mar baja rápidamente. una agradación vertical y una progradación de las facies hacia las zonas distales. la creación de espacio disponible está ocultada por la sedimentación y. Es lo que llamaremos el período de regresión normal. Esto provoca un proceso de erosión. El patrón de acumulación de los sedimentos es. La figura 8 ilustra los dos tipos de regresiones. En este caso el espacio disponible creado es completamente contrarrestado por la acumulación sedimentaria. no hay erosión Regresión forzada = progradación+erosión www.com 14 . tanto en dominio continental como en las zonas de poca profundidad del mar adyacente a la línea de costa. ingenieriageofisica.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 Dado el hecho que las transgresiones y las regresiones normales se producen durante los períodos de subida del nivel de base. las etapas transgresivas son más cortas que las etapas regresivas (normales y forzadas).com 15 . www. un onlap costero indica una transgresión. 2. Las terminaciones estratales. Esta zona que acaba de pasar del ambiente mariwww. Mitchum et al. Las superficies en estratigrafía secuencial La superficies en estratigrafía son de diferentes tipos y de diferentes importancias. es decir las fluctuaciones del nivel de base. superficie de mayor extensión del mar. pero todas reflejan un cambio en los factores que controlan el ambiente de sedimentación. El ejemplo más espectacular de formación de una superficie es cuando el mar se retira (regresión forzada) y deja descubierta todo o parte de la plataforma continental.com 16 . entre otras cosas.ingenieriageofisica.). y también sobre los tipos de superficies que generan las diferentes etapas de subida o baja del nivel de base (superficie de erosión continental. superficie de abrasión marina. Por ejemplo.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 2 LAS TERMINACIONES ESTRATALES Y L0S PRINCIPALES TIPOS DE SUPERFICIES EN ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL Una parte importante de la interpretación de las series sedimentarias en término de análisis secuencial se basa en la determinación de las terminaciones (superiores e inferiores) de los estratos. los downlaps y los offlaps. 1977. En la tabla de la página damos las definiciones de los diferentes tipos de terminaciones estratales. Estos conceptos (excepto el de truncamiento) fueron introducidos por la estratigrafía sísmica para definir la arquitectura de los reflectores sísmicos (Mitchum y Vail. permiten deducir el movimiento de la línea de costa. un offlap caracteriza una regresión forzada. 1977). Según Emery y Myers (1996).2.. los toplaps.1. los onlaps. Los tipos de terminaciones estratales Las terminaciones estratales se definen por las relaciones geométricas entre los estratos y las superficies estratigráficas contra las cuales se terminan (figura 9). Figura 9: Los principales tipos de terminaciones estratales. Los principales tipos de terminaciones estratales son los truncamientos. Notar que los basculamientos tectónicos pueden causar confusiones entre downlap y onlap. 2. etc. Dicha superficie es el resultado de un no-depósito (bypass sedimentario) con más o menos de erosión. Downlap: Terminación de estratos inclinados contra una superficie de menor pendiente. Onlap: Terminación de estratos de bajo ángulo contra una superficie de mayor pendiente. Un toplap (ver más abajo) puede evolucionar en truncamiento. durante su sedimentación. El truncamiento implica sea el desarrollo de un relieve de erosión. El onlap costero corresponde a los estratos del frente de playa inferior que avanzan sobre la superficie de “ravinement” durante la transgresión de la línea d e costa.ingenieriageofisica. En una cuenca abierta. Los dowlaps son comunes en las bases de las clinoformas de progradación. LAS TERMINACIONES ESTRATALES Truncamiento: Terminación estratal contra una superficie de erosión supra yacente. Toplap: Terminación de capas inclinadas (clinoformas) contra una superficie supra yacente de bajo ángulo. Offlap: Cada clinoforma deja a descubierto.com 17 . que van a fabricar una superficie que constituirá. Esto se produce durante la caída del nivel de base en las regresiones forzadas. En este caso. Veremos más adelante que este tipo de superficie corresponde a un máximo de regresión. En estratigrafía sísmica. En una cuenca cerrada (un lago por ejemplo) el onlap se produce tanto en las zonas distales como en las zonas proximales. la otra que describe los movimientos de la línea de costa (“Transgressive-Regressive curve”).Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 no al ambiente subaéreo se encuentra sometida a los agentes erosivos continentales (por ejemplo la meteorización o la abrasión fluvial o eólica). En la estratigrafía secuencial se definen las superficies en relación a dos curvas. sea el desarrollo de una discordancia angular. El onlap fluvial corresponde al desplazamiento hacia el continente de la terminación aguas arriba de la agradación de un sistema fluvial durante la subida del nivel de base (transgresión o regresión normal). Otros tipos de superficies son menos espectaculares: es el caso por ejemplo del límite entre una serie sedimentaria con un patrón progradante de acumulación y otra serie con un patrón retrogradante. una nítida discontinuidad entre dos unidades marinas. parte de la clinoforma anterior. una que describe las fluctuaciones de la línea de costa (línea “Base level curve” de la figura 11). pero el truncamiento es más extremo que el toplap. cuando termina une regresión normal y comienza un sistema sedimentario transgresivo. el onlap caracteriza las zonas proximales. Durante los períodos de regresión norwww. La superficie del toplap representa el límite proximal de la unidad sedimentaria. el topset se puede confundir con el toplap (es el apparent toplap de la figura 10). cuando regresará el mar. • • • El onlap marino se desarrolla en los taludes continentales generalmente durante las transgresiones. el topset de un sistema deltáico (depósitos de llanura deltáica) puede ser demasiado delgado como para ser detectado como unidad individual (por debajo de la resolución sísmica). Figura 10: Expresión sísmica de un sistema de topset delgado. por procesos subaéreos tales como la erosión fluvial. Alcanza su mayor extensión al final de la regresión forzada de la línea de costa. la transferencia de los sedimentos sin depositarlos (bypass) o la edafogénesis.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 mal. La discontinuidad subaérea se extiende progresivamente hacia las zonas distales de la cuenca mientras se produce la regresión forzada de la línea de costa. entre el nivel de base y la alimentación sedimentaria (figura 7). al nivel de la línea de costa. durante la caída del nivel de base. las etapas de baja del nivel de base son más largas que las de subida. Según Catuneanu (2007) Las superficies de la estratigrafía secuencial se usan como límites de los cortejos sedimentarios y también de las secuencias (un cortejo es una división de una secuencia). la erosión eólica. En el Pleistoceno del Golfo de México. Es una superficies de erosión o de no-depósito. 2. En la figura 11. www.1. pero son de un rango jerárquico inferior a las superficies de la estratigrafía secuencial. por ejemplo en las cuencas de antepaís (foreland basins) de los orógenos.2.com 18 . Las discontinuidades subaéreas (SU en la figura 11) Las discontinuidades subaéreas son superficies muy importantes ya que constituye muy a menudo los límites de secuencias. cuya evolución está controlada por las interrelaciones. la curva de fluctuación del nivel de base es sinusoidal simétrica. lo que no es forzosamente siempre el caso. 2001). El control tectónico de las fluctuaciones del nivel de base puede también producir curvas disimétricas. creada. debido al hecho que toma más tiempo fabricar los casquetes de hielo que derretirlos (Blum. Las superficies internas a los cortejos pueden tener una expresión física muy fuerte.ingenieriageofisica. En la tabla más abajo se mencionan las principales superficies de la estratigrafía secuencial y las superficies internas. HST = Cortejo de alto nivel (Highstand S.ingenieriageofisica. FR = Regresión forzada. (A) = Creación de espacio disponible (subida del nivel de base).).= Concordancia correlativa. GS = Secuencia estratigráfica genética. SU = Discontinuidad subaérea. T. TST = Cortejo transgresivo (Transgresive Systems Track). NR = Regresión normal. cortejos sedimentarios y superficies estratigráficas en relación con la curva de fluctuación del nivel de base y la curva de fluctuación de la línea de costa (curva T-R: Transgresión-Regresión). LST = Cortejo de bajo nivel (Lowstand Systems Track). TR = Secuencia transgresiva-transgresiva. BSFR = Superficie basal de regresión forzada.). provocando una erosión fluvial y la reactivación del cavado de los www. Según Catuneanu (2007). DS = Secuencia de depósito. c . c. T. T. FSST = Cortejo de baja de nivel (Falling Stage S. IV = Valle erosionado (incised valley). Las regresiones forzadas hacen que el sistema fluvial se ajusta al nuevo perfil de equilibrio. MRS = Superficie de máxima regresión. RST = Cortejo regresivo (Regresive S.com 19 . R = Superficie transgresiva de erosión por las olas (wave-ravinement).Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 Figura 11: Secuencias. MFS = Superficie de máxima inundación.). 2. 11). MFS: Superficie de máxima inundación. Las zonas inter-fluviales no reciben sedimentación y son sometidas a la edafogénesis.com 20 . MFS. En cambio. Es el paleo-fondo del mar al final de la regresión forzada que se correlaciona con la discontinuidad subaérea (fig. sólo se puede manifestar por una modificación de la sinuosidad de los ríos.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 valles. en la figura 11) Se constituye en el ambiente marino al final de la caída del nivel de base.c. El concepto de concordancia correlativa ha sido muy controvertido debido a la dificultad de identificarla tanto en el campo como en los testigos de perforación o en las diagrafías. RS: Superficie de “ravinement”. LAS SUPERFICIES DE LA ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL • • • • Caída del nivel de base Subida del nivel de base • • • Superficie de máxima regresión Superficie de máxima inundación Superficie de erosión por las olas (ravinement) Discontinuidad subaérea y sus concordancias correlativas Superficie basal de regresión forzada Superficie regresiva de erosión marina LAS SUPERFICIES EN EL INTERIOR DE LOS CORTEJOS Regresión normal Superficie interna de regresión normal Transgresión Superficie de inundación (otra que MRS.2.ingenieriageofisica. la concordancia correlativa puede ser asimilada a la clinoforma que une el fondo de la cuenca a la diswww. 2. Las concordancias correlativas (correlative conformity) (c. una leve caída del nivel de base no induce obligatoriamente una erosión. A la escala de los datos sísmicos. RS) MRS: Superficie de máxima regresión. esta superficie puede ser concordante con el conjunto de los estratos. en este caso es difícil diferenciarla de la concordancia correlativa. La figura 12 muestra un ejemplo de una ambiente dominado por las olas (ambiente subtidal de una costa abierta o de un delta dominado por las olas). La superficies basal de regresión forzada (basal surface of forced regression) (BSFR en la figura 11) La superficie basal de regresión marina representa el fondo del mar al comienzo de la caída del nivel de base (fig. www. La concordancia correlativa separa las capas progradantes y en offlap de la regresión forzada de los depósitos suprayacentes de regresión normal que muestran un patrón en agradación. representa el más antiguo flujo gravitacional asociado a la regresión forzada de la línea de costa.com 21 . En el ambiente submarino profundo la concordancia correlativa se emplaza al tope del complexo progradante de abanico profundo. 1 a 0. La superficie regresiva de erosión marina La superficie regresiva de erosión marina es una superficie formada por la abrasión de las olas en la parte inferior de la playa (lower shoreface) durante la regresión forzada de la línea de costa. el descenso (por la regresión) de la zona de actividad de las olas por buen tiempo provoca la erosión de lo que era hace poco la playa inferior (lower shoreface) y la plataforma proximal (inner shelf). lo que mantiene el perfil de equilibrio durante la baja del nivel de base. En dominio profundo. 2. La formación de una superficie regresiva de erosión marina necesita que el fondo del mar en la zona de playa tenga una gradiente muy débil (por debajo de 0.4.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 continuidad subaérea.3.ingenieriageofisica. En este caso. la superficie basal de regresión forzada se emplaza en la base del complejo progradante del abanico profundo.2. 3° Deb ido a este contraste de gra). Esta superficie se emplaza en la base de los depósitos de frente de playa con base erosiva (figura 12). diente.2. 2. En las series marinas de poca profundidad. 03° y que el fondo del mar de la plataforma marina ) tenga una gradiente superior (de 0. 11 y 12). hasta que el frente de playa alcance un perfil cóncavo que corresponde a su posición de equilibrio con la energía de las olas. la erosión por las olas proporciona material sedimentario que compensa la erosión. El perfil del shoreface.com 22 . Este lóbulo es retrabajado por la superficie regresiva de erosión marina en la zona distal respecto del punto de transición sedimentación/erosión.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 Figura 12: Superficies estratigráficas que se forman como respuesta a una regresión forzada en un sistema costa/marino de poca profundidad dominado por las olas (según Catuneanu.ingenieriageofisica. en equilíbrio con la energía de las olas se preserva durante la regresión forzada debido a una combinación de los procesos de sedimentación en el shoreface superior y de erosión en el shorefase inferior. mientras que los lóbulos más recientes tienen una base nítida. 2007). El paleo-fondo del mar del comienzo de la regresión forzada (superficie basal de regresión forzada) se encuentra preservado en la base del más antiguo lóbulo de regresión. De esto resulta que el primer lóbulo de la etapa de baja del nivel de base tiene una base con paso progresivo con los sedimentos inferiores. sin paso progresivo. www. inclusive. después. En este caso. la superficie de máximo de inundación puede ser determinada por la presencia de influencias tidales en la areniscas fluviales. la superficie de máximo de inundación (MFS) se identifica como una superficie de downlap. La superficie de máximo de inundación (MFS.2 5. La MRS es generalmente concordante (conformable) con los sedimentos inferiores.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 2. forzada). la superficie de máximo de inundación se superpone y retrabaja a la superficie de máximo de regresión En el medio costero.ingenieriageofisica.2. curva Transgressive/Regresssive). la subida del nivel de base bloquea todo o parte de los aportes sedimentarios procedentes del continente. Esta superficie separa las series retrogradantes inferiores (ligadas a la transgresión) de las facies progradantes superiores (debidas a las regresiones normal y. 1 En período de transgresión. o por una capa extensa de carbón. La superficie de máximo de inundación es generalmente concordante con los sedimentos inferiores (conformable) excepto en la plataforma distal (outer shelf) o en el talud superior donde la laguna de sedimentación1 puede dejar el fondo del mar expuesto a los procesos de erosión. En dominio continental. maximum regresive surface) La superficie de máximo de regresión marca el punto entre la regresión y la transgresión que sigue (figura 11). La superficie puede también ser marcada por el paso de un sistema en meandro a un sistema trenzado. cuando la tasa de sedimentación sobrepasa la tasa de subida del nivel. estos sedimentos transgresivos pueden reducirse a una serie condensada e. ser ausentes. La superficie de máximo de regresión (MRS. Esta superficie separa las series progradantes inferiores (regresivas) de las series retrogradantes superiores (transgresivas). El paso de las series retrogradantes a las series progradantes supra yacentes. maximum floodind surface) Es la superficie que marca el final de la transgresión de la línea de costa (figura 11. www. Mar adentro. En las series marinas la superficie de máximo de inundación se ubica al tope de de los sedimentos granodecrecientes transgresivos. 2.com 23 .6. la superficie de máximo de inundación se ubica al tope de las facies estuarinas más recientes (figura 11). se ubica durante la subida del nivel de base. En las líneas sísmicas. es recubierta en onlap por los depósitos transgresivos del frente de playa (shoreface): es lo que se llama el onlap costero. La figura 13 muestra la forma en que se organizan las facies y las superficies estratigráficas cuando una transgresión llega a su punto máximo.com 24 . En una serie vertical que conservó el conjunto de la sucesión de las facies. La superficie de “ravinement”2 La superficie de “ravinement” es una superficie de abrasión por las olas. la superficie de ravinement separa los sedimentos inferiores (arenas de playa en una costa abierta. La superficie de ravinement.2.7. Según Catuneanu (2007). Figura 13: Arquitectura de las facies y superficies estratigráficas al punto máximo de la transgresión de la línea de costa. Costa abierta. o facies estuarinas en el caso de una desembocadura) de los sedimentos superiores constituidos por facies de frente de playa (shoreface) y de plataforma (shelf) (figura 13).ingenieriageofisica. Esta erosión puede sustraer hasta 10 o 20 metros de substrato en función del régimen de las olas. 1. 2. Zona de desembocadura. La posición 2 Ravinement es una palabra francesa utilizada por los geólogos anglo-sajones. El ravinement es una forma de abrasión (por las olas o por un río) que carcome progresivamente el substrato. www. durante el movimiento de retrogradación de las facies. Explicación en el texto. ubicada en la parte superior del frente de playa y que se elabora durante la transgresión de la línea de costa.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 2. Es lo Catuneanu (2002.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 de la superficie interna3 de regresión normal varía según que el tipo de línea de costa es una costa abierta o una desembocadura. La superficie de ravinement se ubica en la base de las facies transgresivas de shoreface.com 25 . El lector podrá encontrar una descripción exaustiva de estas superficies internas en Catuneanu (2007).ingenieriageofisica. 3 Además de las siete superficies que acabamos de ver y que limitan las secuencias o los cortejos sedimentarios. 2007) llama “within-trend facies contact”. www. pueden existir fuertes discontinuidades dentro de los cortejos sedimentarios. Estas discontinuidades pueden ser debidas a cambios en el medio de sedimentación acompañados por cambios correlativbos en la energía y el aporte sedimentario durante las transgresiones o las regresiones. La superficie de máximo de inundación (MFS) separa las geometrías retrogradantes de las progradantes. Cuando termina la regresión la línea de costa se encuentra al límite talud/plataforma continental. La figura 14 muestra que existen dos principales tipos de secuencias) en función de la naturaleza de los límites. Galloway. 1984. www. la erosión de las partes emergidas es limitada.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 3 LOS CORTEJOS SEDIMENTARIOS o CORTEJOS DE SISTEMAS (SYSTEMS TRACTS) Los cortejos sedimentarios (systems tracts) constituyen las divisiones de las secuencias de depósitos. Catuneanu. Las secuencias de tipo 1 son las cuyos límites son superficies subaéreas que se extienden y afectan con fuerte erosión (excavación de valles) el conjunto de la plataforma continental. En las secuencias de tipo 2. 1989.ingenieriageofisica. sólo parte de la plataforma ha sido abandonada por el mar. Figura 14: Definición de las secuencias de tipo 1 y de tipo 2. Según Vail et al. 2007)..com 26 . Iniciaremos la descripción de los cortejos comenzando por el cortejo de bajo nivel que es el que corresponde al inicio de la subida del nivel de base. el patrón de acumulación de los estratos es generalmente coherente: hay cortejos progradantes. agradante cuando la tasa de sedimentación equilibra la subida del nivel de base. el cortejo regresivo. 3. cuando la tasa de subida está compensada por la tasa de sedimentación. en su tope la superficie de máximo de regresión (figura 11).ingenieriageofisica. canales) y en depósitos marinos y costeros. es decir la parte inferior de las serie granodecreciente en ambiente continental. Los depósitos del cortejo de bajo nivel consisten en sedimentos no-marino (relleno de valles incisos. en el tope. el patrón dominante puede ser precedido por una fase agradante que pasa paulatinamente al patrón principal. etapa durante la cual todo o parte de la plataforma continental se encontraba emergida. estamos en contexto de regresión normal (figuras 7 y 11). El patrón de acumulación es progradante y. contemporáneos y limitados por superficies estratigráficas (ver capítulo anterior). Un cortejo sedimentario es una sucesión progresiva de depósitos sedimentarios genéticamente ligados. dicho LST puede mostrar deltas con características geometrías de topset (figura 15). Se usa este cortejo regresivo cuando los datos de campo y de subsuelo no permiten diferenciar los diferentes cortejos agradantes y progradantes.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 Un aporte importante de los geólogos de Exxon a la estratigrafía secuencial es haber definido cortejos sedimentarios (systems tract) ligados a las diferentes fases de subida o de baja del nivel de base. Ya que el LST sigue la etapa de baja del nivel de base. 4 Las arquitecturas progradante o retrogradante son las que dominan en un cortejo pero. muy a menudo. El cortejo de bajo nivel incluye los sedimentos más gruesos de las partes marinas y no marinas des las series. que es la suma del cortejo de alto nivel. El cortejo de bajo nivel (lowstand systems tract. y la parte superior de la serie granocreciente en ambiente marino somero (figura 11). LST) El LST tiene como límites: en su base la discontinuidad subaérea o su concordancia correlativa marina.com 27 .1. del cortejo de caída de nivel y del cortejo de bajo nivel. Se constituye durante la etapa precoz de subida del nivel de base. otros retrogradantes4. www. Se reconocen cuatro cortejos sedimentarios (figura 15): • • • • El cortejo de bajo nivel (lowstand systems tract) El cortejo transgresivo (transgressive systems tract) El cortejo de alto nivel (highstand systems tract) El cortejo de caída del nivel de base (Falling stage systems tract) Ciertos autores agregan un quinto cortejo. se pasa directamente de las facies infra-tidales a las de talud (esencialmente flujos de gravedad). E-FR: Comienzo de la Regresión forzada. I-FR: Final de la Regresión forzada tardía.com 28 . I-T: Final de la Transgresión. www. 2002).Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 Figura 15: Arquitectura general de los diferentes cortejos sedimentarios (según Catuneanu. En este caso. Por debajo de la zona de mayor actividad de las olas en período de buen tiempo.ingenieriageofisica. la extensión de las facies de plataforma puede ser limitada debido a la proximidad potencial de la línea de costa con el borde de la plataforma al final de la regresión forzada (figura 15). eT: Comienzo de la Transgresión. En la figura 16 se presenta el conjunto del sistema sedimentario de bajo nivel. Son los depósitos que se acumulan en onlap en la zona de shoreface.com 29 .ingenieriageofisica. Así que. cerca de la línea de costa. El cortejo transgresivo (TST) El cortejo transgresivo comienza a depositarse cuando la velocidad de subida del nivel de base sobrepasa la tasa de sedimentación. este cortejo tiene como límite la superficie de máximo de regresión (MRS) y. en su base.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 El LST está limitado en su tope por la superficie de máxima regresión (MRS) suprayacida por los sedimentos del cortejo transgresivo. La parte marina del cortejo transgresivo se desarrolla en primer lugar en las zonas de poca profundidad.2. la superficie de máximo de inundación (MFS). 2003). En las partes distales profundas del sistema el abanico sedimentario profundo está alimentado por flujos de gravedad de baja densidad procedentes de la desestabilización de parte de los sedimentos del prisma progradante de frente de playa (o de frente de delta en el caso de una desembocadura). 3. Figura 16: Ambientes sedimentarios y sedimentación del cortejo de bajo nivel (según Catuneanu. El cortejo transgresivo se identifica por su patrón de acumulación retrogradante (es decir granodecreciente) tanto en las series marinas como en las continentales. en su tope. www. los depósitos gravitacionales y los sedimentos pelágicos. Más hacia el offshore se encuentran las series condensadas correlativas de los depósitos del shoreface. ingenieriageofisica. costeros o de aguas someras de la etapa transgresiva.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 La parte costera del cortejo transgresivo está compuesto por depósitos de playa. La parte fluvial del cortejo transgresivo muestra influencias tidales (la línea de costa migra hacia el continente). La constitución y la preservación de las facies estuarinas depende de varios factores: la tasa de subida del nivel de base. En cambio. Muestra también una organización vertical granodecreciente debida a la disminución gradual de la gradiente topográfica y de la energía fluvial por la agradación costera. de poca ravinement y de una baja gradiente topográfica (lo que se da en una costa plana y abierta). La figura 17 muestra el funcionamiento de los ambientes sedimentarios durante el comienzo de la transgresión. una fuerte gradiente topográfica induce una erosión costera en relación con una fuerte energía fluvial y un ravinement por las olas.com 30 . La mayor parte de los sedimentos terrígenos está entrampada en www. de la gradiente topográfica de la línea de costa. Figura 17: Ambientes sedimentarios y sedimentación en el cortejo sedimentario transgresivo durante la fase precoz de la transgresión. lo que sigue proporcionando arenas para los flujos turbidíticos de aguas profundas. Según Catuneanu (2003). idénticos a los de la etapa anterior de cortejo de bajo nivel. Los procesos de ravinement por las olas erosionan los sedimentos deltáicos y de playa abierta de la etapa anterior de regresión normal. Una fuerte gradiente topográfica no será favorable al emplazamiento de un estuario. facies estuarinas y sistemas de islas barreras. Estos flujos turbidíticos son de baja densidad. La agradación costera se favorece de una fuerte tasa de subida del nivel de base. de la profundidad de la erosión fluvial durante la etapa de de caída del nivel de base. del régimen de los vientos. de la erosión de las olas. En la figura 18 se ven los ambientes sedimentarios durante el final de la transgresión. La tasa elevada de subida del nivel de base provoca la retrogradación de las facies en la plataforma donde los sedimentos fluviales anteriores se encuentran entrampados por los sistemas fluviales. una organización granodecreciente de las acumulaciones sedimentarias. generando flujos de lodo en el mar profundo. costa abierta y sedimentos de playa distal <lower shoreface>). se produce una inestabilidad hidráulica en el borde de la plataforma continental. Por esta razón.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 Figura 18: Ambientes sedimentarios y sedimentación en el cortejo sedimentario transgresivo durante la fase tardía de la transgresión. cuando la tasa de subida del nivel es inferior a la tasa de sedimentación.com 31 . Este cortejo (figura 15) representa la etapa tardía de la subida del nivel de base. deltáico. Otra parte de las arenas llega a la plataforma continental donde constituye macroformas generadas por las olas de tormenta y las corrientes de marea.ingenieriageofisica. se produce agradación fluvial con una tasa más importante en la proximidad de la línea de costa provocando una disminución correlativa de la pendiente topográfica. ocasionando una regresión normal de la línea de costa. Si el nivel de base tiene una subida rápida durante la transgresión. El cortejo de alto nivel (HST) El cortejo de alto nivel tiene como límites. Según Catuneanu (2003). por consiguiente. el prisma sedimentario transgresivo que va de los ambientes fluviales a los de mar somero (fluvial. En la parte continental del sistema. una superficie compuesta que incluye la discontinuidad subaérea.3. www. en su base la superficie de máximo de inundación y. la superficie regresiva de erosión marina y la superficie basal de regresión forzada (figura 11). 3. estuarino. El tope del conjunto de los sedimentos transgresivos está limitado por la superficie de máxima inundación. la parte no marina del cortejo e alto nivel registra una disminución de la energía fluvial y. al tope. En ambiente silico-clástico. La parte profunda de la cuenca (plataforma y talud) recibe esencialmente una sedimentación de grano fino pelágica o hemipelágica. Cuando la plataforma marina presenta condiciones para fabricar carbonatos. Las facies son de regresión normal con un patrón levemente progradante y/o agradante. de las macroformas de plataforma www. Estos sedimentos de mar somero son los equivalentes cronológicos de los abanicos de mar profundo. la parte emergida del sistema está sometida a la erosión subaérea.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 Figura 19: Ambientes sedimentarios y sedimentación en el cortejo de alto nivel. Los depósitos de mar somero muestran un patrón progradante y un offlapping característicos de este tipo de cortejo. el cortejo de alto nivel se caracteriza por una organización granocreciente en relación con la migración de las facies hacia la cuenca. En su parte marina. el HST es una plataforma carbonatada. el HST comprende deltas con geometrías en topsets. según las variaciones diferenciales de las tasas de sedimentación y de creación de espacio. El cortejo de caída del nivel de base (FSST) El cortejo de caída del nivel de base está compuesto por todos los sedimentos que se acumulan en la parte marina de la cuenca durante la caída del nivel de base.4. Según Catuneanu (2003). Los sedimentos continentales y los de mar somero en la etapa de alto nivel de base tienen poca probabilidad de conservarse debido a la erosión subaérea y marina de la etapa siguiente de caída del nivel de base. El cortejo teórico de caída del nivel de base muestra el offlapping de los lóbulos de depósitos de frente de playa (shoreface).com 32 . 3. formándose la discontinuidad subaérea.ingenieriageofisica. En el mismo tiempo. en la base superficie basal de regresión forzada.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 marina. de los cuerpos sedimentarios del frente deltáico (figura 15). www. las partes más antiguas de la superficie regresiva de erosión marina. todos estos depósitos no coexisten forzosamente. Al tope este sistema está limitado por la discontinuidad subaérea y su concordancia correlativa.ingenieriageofisica. La figura 20 ilustra esta situación de una línea de costa ubicada más arriba que el borde del talud. en macroformas de plataforma continental y en abanicos de talud y de cuenca. En la realidad. La mayor parte de los sedimentos va hacia los abanicos de mar profundo que almacenan gran cantidad de arenas bajo forma de turbiditas arenosas de alta densidad. de los abanicos profundos. concordancia correlativa. los límites del FSST son superficies compuestas: al tope discontinuidad subaérea. es generalmente la situación al comienzo de la regresión forzada.com 33 . El tipo de sedimentos de FSST que se depositan en un tiempo dado depende de la posición del nivel de base respecto al borde de la plataforma (shelf-break). La mayoría de las arenas se entrampan en los lóbulos deltáicos en offlap (detached offlapping lobes). Figura 20: Constitución del cortejo de caída del nivel de base (FSST) cuando comienza una regresión forzada. Los sedimentos finos tienden a acumularse en las aguas profundas bajo forma de turbiditas de muy baja densidad (mudflows). Si el nivel de base cae por debajo del borde del talud se constituye un delta de borde de plataforma con geometrías en offlap que prograda más allá del borde del talud y va a cubrir en downlap los abanicos submarinos. En este caso. Si el nivel de base se encuentra por encima del borde del talud los depósitos del FSST se organizan en offlap y consisten en lóbulos de frente de playa (de shoreface). en la base el límite es la superficie basal de regresión forzada. Según Catuneanu (2003). Tal situación se da cuando la regresión forzada está en su fase paroxismal (figura 21). partes las más jóvenes de la superficie regresiva de erosión marina. Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 Figura 21: Cortejo de caída del nivel de base (FSST) al momento del paroxismo de la regresión forzada. La figura 22 resume lo que vimos hasta ahora. por la superficie de máximo de regresión.com 34 . El RST está limitado. en la plataforma y en la cuenca. 5. Aparecen los cortejos con las superficies que los limitan. hay una diferencia de evolución granulométrica entre la plataforma (granocreciente) y la zona de talud/cuenca (granodecreciente): los materiales gruesos y arenosos se quedan entrampados en los depósitos agradantes fluviales y costeros. www. Según Catuneanu (2003). es decir durante la etapa de regresión normal. de Caída del nivel de base (FSST) y de Bajo nivel (LST).ingenieriageofisica. en su base. por la superficie de máximo de inundación y. tanto en sus partes continentales como marinas. La figura 22 muestra también la organización granulométrica de los cuerpos sedimentarios. El cortejo regresivo se usa cuando hay imposibilidad de diferenciar los diferentes cortejos regresivos en los documentos de subsuelo. El cortejo regresivo (RST) El cortejo regresivo es un cuerpo sedimentario compuesto constituido por los cortejos de Alto nivel (HST). los patrones de acumulación (progradante. retrogradante. al tope. Vale notar que durante la sedimentación del cortejo de bajo nivel (LST). agradante). solo llegan a los abanicos profundos turbiditas lodosas de baja densidad. 3. Representa bajo forma de un diagrama de Wheeler la organización de los depósitos durante un ciclo regresivo-transgresivo en el caso de una sedimentación detrítica. el RST se caracteriza por un patrón de acumulación progradante. com 35 . en un sistema sedimentario silico-clástico.ingenieriageofisica. www.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 Figura 22: Diagrama de Wheeler mostrando la organización deposicional durante un ciclo completo regresión-transgresión. Según Catuneanu (2002). Según Donovan (2001). Según Catuneanu (2002). dependiendo del modelo de secuencia que se usa. Corresponde al conjunto de sedimentos depositados en un ciclo completo de cambio de nivel de base o de movimiento de la línea de costa.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 4 LOS MODELOS DE SECUENCIAS Al comienzo de este texto. a la estratigrafía sísmica. La figura 24 muestra estos cinco modelos cuyo origen es la secuencia definida por Sloss (1949).ingenieriageofisica.com 36 . en “Introducción” definimos el término secuencia de la siguiente forma : Sucesión relativamente concordante de estratos ligados genéticamente y limitados por discontinuidades o sus concordancias correlativas. La secuencia es el elemento estratal fundamental en Estratigrafía Secuencial. cronológicamente. A partir de esta secuencia de Sloss que se puede definir como “sucesión relativamente concordante de estratos ligados genéticamente y limitada por discontinuidades” se llegó en los años ’70 y con el nacimiento de la Estratigrafía www. El paso a la estratigrafía secuencial sigue. Figura 23: Árbol genealógico de la estratigrafía secuencial. Se usa corrientemente cinco modelos de secuencias que todos proceden de la secuencia de depósito de la estratigrafía sísmica. 1. el límite de secuencia se ubica al tope de los depósitos de regresión forzada (figura 24. el mismo cuerpo sedimentario. Es decir que puede observar una unidad sedimentaria en su conjunto geográfico. Según Catuneanu (2007). 4. muestran límites que varían en naturaleza entre dos puntos de la cuenca. de la concordancia correlativa y la parte proximal (la más antigua) de la superficie regresiva de erosión marina (figura 24. www. Así. entre el dominio fluvial y el dominio de shoreface. Es la definición de la secuencia de depósito (Secuencia de depósito I de la figura 23). Para el modelo de secuencia II (Posamentier et al. incluyendo una parte de la discontinuidad subaérea. 1988).Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 Sísmica a la noción de Secuencia de Depósito. el geólogo tiene como documento.. pero el registro sísmico. Figura 24: Diferentes formas de delimitar las secuencias de depósito. La secuencia de depósito Lo que diferencia las diferentes secuencias de depósito (II. una misma secuencia podrá tener como límite. B).com 37 . 1992). la misma secuencia. En estas condiciones.ingenieriageofisica. ya no el afloramiento. el límite de secuencia se toma en la base de los depósitos de regresión forzada. aquí una discontinuidad subaérea y en otro punto una concordancia correlativa. con sus extensiones laterales y longitudinales. En el caso del modelo de las secuencias III y IV (Hunt y Tucker. III y IV) de la figura 23 es la ubicación de los límites secuenciales. En estratigrafía sísmica. la secuencia T-R está limitada por superficies compuestas que pueden comprender discontinuidades subaéreas y/o superficies de ravinement con sus superficies correlativas de máximo de regresión. “Superficie de inundación” no debe ser confundido con “superficie de máximo de inundación” (MFS) que es la suwww.3. además. Como se lo puede apreciar en la figura 11. una parasecuencia es “una sucesión de estratos o de grupos de estratos relativamente concordantes. En primer lugar. el nivel de base subirá menos rápidamente.com 38 . lo que implica que pueda existir un diacronismo entre estas superficies. el timing de las superficies de máximo de inundación depende de las inter-relaciones entre el nivel de base y la sedimentación. La secuencia transgresiva-regresiva (T-R) La secuencia T-R ha sido definida por Embry y Johannesen (1992). La discusión sobre las diferencias (esencialmente semánticas) entre los modelos de secuencia III y IV. En efecto. ha sido ampliamente expuesta en Catuneanu (2007). Las críticas a este modelo son de dos tipos.ingenieriageofisica. la secuencia genética incluye en su seno a la discontinuidad subaérea. transgresivo. en una misma cuenca. bajo nivel. 4. En ciertas partes de la cuenca donde la sedimentación es más abundante que en otras. Según Van Wagoner (1995). tiene como límite la superficie de máximo de inundación (figura 11) y se organiza en varios cortejos: alto nivel. Dicha superficie está cubierta por los depósitos de regresión normal del cortejo de bajo nivel. Las parasecuencias El término “parasecuencia” es uno de los más problemáticos del vocabulario litoestratigráfico. el balance entre sedimentación y subida del nivel del mar no se produce en el mismo tiempo. La superficie de máximo de inundación separa la secuencia T-R en un cortejo transgresivo inferior y otro regresivo superior (figuras 11 y 25). Su acepción varía de un autor a otro y. este término no tiene el mismo sentido según que se lo use en un trabajo de estratigrafía secuencial o en un trabajo de simple descripción sedimentológica de una serie. la concordancia correlativa y la porción distal (la más joven) de la superficie regresiva de erosión marina. genéticamente relacionadas y limitadas por superficies de inundación”. La secuencia genética La secuencia estratigráfica genética.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 C) y comprende toda la discontinuidad subaérea. 4. La principal ventaja de usar este modelo es que la superficie de máximo de inundación es muy fácil de mapear en el conjunto de la cuenca. En segundo lugar. implicando que estratos que no tienen entre ellos ninguna relación genética estén agrupados en el seno de un mismo conjunto genético. definida por Galloway (1989). 2. 4. 4. una “superficie de inundación” se constituye durante los leves pulsos de alza del nivel de base. En segundo lugar.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 perficie que materializa el nivel más alto alcanzado por el mar durante un ciclo transgresivo. será un cortejo transgresivo (Transgressive Systems Tract. Esta evolución no es otra cosa que una tendencia global que. Por esta razón.ingenieriageofisica. TST) materializado 5 El orden en la jerarquía de los eventos usado en este texto es el corrientemente admitido en la literatura anglo-sajona (el primer orden es el evento global y los segundo. www. que llamaremos “de primer orden”5. un rango muy inferior respecto a la “superficie de máximo de inundación”. en término de estratigrafía secuencial. en primer lugar. quinto… orden representan eventos cada vez más locales. de orden inferior. cuarto.com 39 . que siempre ocurren durante una regresión (normal o forzada). Dicha ilustración. la “superficie de inundación” tiene. tercero. La figura 26 ilustra esta noción de escala de observación. adaptada de Catuneanu (2002) representa una evolución globalmente transgresiva (curva roja). En la jerarquía del proceso del ciclo transgresión-regresión. se habla muy a menudo de parasecuencia para describir los lóbulos progradantes y granocrecientes de los mares poco profundos en contexto de regresión (por ejemplo las sucesiones de lóbulos deltáicos de barras de desembocaduras). 4. C. mientras que el orden superior muestra la tendencia general. las evoluciones de segundo orden se subdividen en episodios todavía de menor importancia (los elementos 1. 3. Finalmente. C de segundo orden. 2.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 por la secuencia I. www. El orden inferior representa el movimiento real. Modificado de Catuneanu (2002). B. se nota que esta evolución transgresiva se compone de largos períodos de transgresión Figura 26: Superposición de las curvas de movimiento de la línea de costa.ingenieriageofisica. B. Si se observa más al detalle. D corresponden a lo que muchos trabajos describen como “parasecuencias”. es la curva anaranjada de la figura 26 que divide al TST en elementos A. 5) representados por la curva celeste. correspondiendo a una tercera orden de observación. A.com 40 . Interrumpidos por cortas regresiones (que pueden ser la expresión de disminuciones periódicas de la tasa de subida del nivel de base). esta influencia del clima oculta. Dichas erosiones son difíciles de evidenciar en el campo. www. sin embargo. En ciertos casos.Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 5 CONCLUSIONES El texto que precede tiene como finalidad presentar una introducción a la lectura de publicaciones científicas o informes técnicos tratando de análisis de series sedimentarias en términos de estratigrafía secuencial. del cortejo de caída del nivel de base (FSST). según este mismo supuesto se puede prever que la superficie de máximo de inundación se ubicará por encima de la discontinuidad subaérea. secuencias) son modelos teóricos que idealizan la realidad geológica en la medida en que son representaciones teóricas. es la erosión de todo o parte de los cortejos sedimentarios. Superficies que. de la arquitectura de las facies y de las superficies estratigráfica que el geólogo espera encontrar en el campo. Todo lo que se presentó (superficies. En cada modelo de la estratigrafía secuencial se supone que la organización de los estratos en los cortejos y las superficies estratigráficas están controlados principalmente por las relaciones entre los cambios del nivel de base y la sedimentación en la línea de costa. Por ejemplo. En cambio. simplificadas. estas lagunas de series por erosión son más fácilmente analizables en los registros sísmicos. en tiempo. cortejos sedimentarios. la influencia del clima es tal que los procesos de agradación y de erosión fluvial están controlados principalmente por las modificaciones del balance entre el caudal del río y su carga sólida. En la mayoría de los casos. se verifican las relaciones esperadas en función del modelo teórico.com 41 . en dos o tres dimensiones. en teoría. según este supuesto. en las zonas de costa pueden aparecer modificaciones respecto al modelo. Otros problemas que plantea la realidad a la teoría. Estas relaciones determinan los movimientos de la línea de costa así como las relaciones cronológicas de los cortejos sedimentarios con sus superficies-límites. en parte. los efectos de los cambios de nivel de base sobre los procesos fluviales se extienden sólo sobre una zona limitada hacia aguas arriba. deberían ser separadas una de otra por uno o varios cortejos sedimentarios pueden superponerse. la discontinuidad subaérea es el equivalente. la extensión de la zona controlada por el cambio de nivel de base depende de la magnitud del cambio de nivel. la influencia del cambio de nivel de base en la línea de costa. sobre todo si el estudio se localiza en una región donde los afloramientos son escasos y diseminados. de la influencia del clima y de la tectónica en las zonas de aportes.ingenieriageofisica. Así. Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 BIBLIOGRAFÍA La bibliografía que sigue no es solamente la lista de las referencias citadas en el texto.. 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