Universidad de OrienteNúcleo Bolívar Escuela de Ciencias de la Tierra Departamento de Geología Tópicos Petroleros Profesor: Bachiller: Henrry Ramirez Galindo Alexander C.I: 26.278.770 Ciudad Bolívar, marzo de 2018 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. 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. Aspectos históricos La estratigrafía secuencial es a menudo considerada como una mera extensión de la estratigrafía sísmica de los años 70. Sin embargo, ya a principios del Siglo XX, ciertos autores escribieron sobre las relaciones existentes entre sedimentación, discontinuidades y variación del nivel de base – que son la base de la estratigrafía secuencial (Grabau, 1913; Barrel, 1917; Sloss et al., 1949; Sloss, 1962; etc.). El término de “secuencia”, también básico en estratigrafía secuencial, fue introducido por Sloss et al. (1949) para definir una unidad estratigráfica limitada por dos discontinuidades subaéreas. Sloss subrayó la importancia de estas discontinuidades y subrayó también la importancia de la tectónica en su génesis, ignorada por los partidarios de la estratigrafía sísmica. La estratigrafía sísmica, cuando apareció en los años 1970 (Vail, 1975; Vail et al, 1977), provocó una revolución en la estratigrafía. Conjuntamente con el concepto de estratigrafía sísmica se publicó la carta de los ciclos globales (Vail et al., 1977), basada sobre el postulado que el eustatismo es el motor principal de la formación de las secuencias y de la ciclicidad estratigráfica. Cuando se incorporaron a la estratigrafía sísmica los datos de campo y de perforaciones, se pasó a la estratigrafía secuencial; esto fue en los años 1980 (ver por ejemplo Posamentier et al., 1988; Posamentier y Vail, 1988; Van Wagoner et al., 1990). Pero, en su comienzo, la estratigrafía secuencial presentaba el eustatismo global como el principal (y para muchos autores el único) motor de la génesis de las secuencias; la carta de los ciclos eustáticos globales (la carta de Vail) constituía con la estratigrafía secuencial un conjunto inseparable. El paso, en los años 1990, 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. Con esta nueva noción de variación relativa del nivel del mar (o del nivel de base), 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, superficies estratigráficas) de la estratigrafía secuencial. Por el contrario, la naturaleza de las superficies y la de la relación de las unidades estratigráficas entre ellas, 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, a la tectónica y a los otros controles alógenos de la sedimentación. Algunas definiciones 1- En primer lugar veremos algunas definiciones de la estratigrafía secuencial que dieron diferentes autores en diferentes épocas. Para Posamentier et al. (1988) y Van Wagoner (1995), 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, de no-sedimentación o por sus concordancias correlativas (ver a continuación el significado de “concordancia correlativa”). Concordancia correlativa En la figura la línea xx’ representa el límite superior de una secuencia. A es el punto donde el nivel del mar intercepta al continente (en otras palabras A es la línea de costa). En la parte por encima del nivel del mar (la parte ubicada a la izquierda del punto A) reina la erosión subaérea; en esta porción, el límite entre la dos secuencias es una superficie de erosión subaérea. 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. Es decir que no hay interrupción de la sedimentación marina entre la secuencia anterior y la actual. El límite entre las dos secuencias es teórico y se llama « concordancia correlativa » (i. e. correlativa de la superficie de erosión). Para Galloway (1989), la estratigrafía secuencial es el análisis de los conjuntos de sedimentación cíclicos presentes en las sucesiones estratigráficas, así que de su desarrollo en respuesta a las fluctuaciones de la alimentación sedimentaria y del espacio disponible para la sedimentación. Embry (2001) piensa que el reconocimiento y la correlación de las superficies estratigráficas subrayan cambios en los sistemas de depósito de las series sedimentarias. Tales cambios se deben a la interacción de la sedimentación, de la erosión y de la fluctuaciones del nivel de base; se los puede determinar por el análisis sedimentológico y el estudio de las relacione geométricas. Notamos que la noción de sedimentación y la de fluctuación del nivel de base son distintas. Algunas palabras-clave: •Ciclicidad. Una secuencia es un ciclotema, i.e. corresponde a un ciclo estratigráfico. Estructura temporal: Al comienzo de la estratigrafía secuencial, las superficies limitando las secuencias, debido al modelo eustático global, se consideraban como línea de tiempo. Actualmente, para las correlacione a gran escala, es necesario un control temporal independiente. Estratos ligados genéticamente: No existe hiato mayor en el seno de una secuencia. 2- En estratigrafía secuencial se usan algunos conceptos que vale la pena definir. Sistema de depósito: Conjunto tridimensional de facies cuyos procesos de formación son ligados y que registran los principales elementos de la paleogeografía. Ejemplos de sistemas de depósito son el sistema fluvial el sistema deltáico, o el sistema de abanico profundo (deep sea fan). Un sistema de depósito evoluciona lateralmente hacia el sistema adyacente, constituyendo asociaciones lógicas de elementos paleo-geomorfológicos (ver más abajo “cortejo sedimentario” o system tracts¨). Por ejemplo, el sistema fluvial pasa lateralmente al sistema deltaico. Los cortejos sedimentarios (system tracts): Asociación de sistemas de depósitos contemporáneos, formando la subdivisión de una secuencia. El cortejo sedimentario se interpreta en base al patrón de apilamiento de las capas, sobre su posición en l secuencia y sobre el tipo de superficies limitándolo. El timing del cortejo sedimentario se deduce de una curva que describe las fluctuaciones del nivel de base. Secuencias: Sucesión relativamente concordante de estratos ligados genéticamente y limitados por discontinuidades o sus concordancias correlativas. Las secuencias y lo cortejos sedimentarios están limitados por superficies estratigráficas que marcan un evento específico en la historia sedimentaria de la cuenca. Tales superficies pueden ser concordantes o discordantes; indican un cambio en el régimen de la sedimentación de una y otra parte del límite. La secuencia corresponde a un ciclo estratigráfico completo de evolución progresiva del régimen de sedimentación. El carácter concordante o discordante de las superficies límites no es importante para delimitar la secuencia. Los conceptos de secuencia, de cortejo sedimentario y de superficie estratigráfica son independientes de la escala (es decir del tiempo de formación), del espesor o de la extensión lateral. Los cortejos sedimentarios o cortejos de sistemas. Los cortejos sedimentarios (systems tracts) constituyen las divisiones de las Secuencias de depósitos. La figura 2 muestra que existen dos principales tipos De secuencias) en función de la naturaleza de los límites. Figura 2. Definición de las secuencias de tipo 1 y de tipo 2. Según Vail et al., 1984; Galloway, 1989 Catuneanu, 2007). 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. Cuando termina la regresión la línea de costa se encuentra al límite talud/plataforma continental. En las secuencias de tipo 2: sólo parte de la plataforma ha sido abandonada por el mar, la erosión de las partes emergidas es limitada. 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. Un cortejo sedimentario es una sucesión progresiva de depósitos sedimentarios genéticamente ligados, contemporáneos y limitados por superficies estratigráficas. Se reconocen cuatro cortejos sedimentarios: 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, el cortejo regresivo, que es la suma del cortejo de alto nivel, del cortejo de caída de nivel y del cortejo de bajo nivel. Se usa este cortejo regresivo cuando los datos de campo y de subsuelo no permiten diferenciar los diferentes cortejos agradantes y progradantes. 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 cortejo de bajo nivel (lowstand systems tract, LST) El LST tiene como límites: en su base la discontinuidad subaérea o su concordancia correlativa marina, en su tope la superficie de máximo de regresión. Se constituye durante la etapa precoz de subida del nivel de base, cuando la tasa de subida está compensada por la tasa de sedimentación; estamos en contexto de regresión normal. El cortejo de bajo nivel incluye los sedimentos más gruesos de las partes marinas y no marinas des las series, es decir la parte inferior de las serie grano de creciente en ambiente continental, y la parte superior de la serie grano creciente en ambiente marino somero. Los depósitos del cortejo de bajo nivel consisten en sedimentos no-marino (relleno de valles incisos, canales) y en depósitos marinos y costeros. El patrón de acumulación es progradante y, en el tope, agradante cuando la tasa de sedimentación equilibra la subida del nivel de base. Ya que el LST sigue la etapa de baja del nivel de base, etapa durante la cual todo o parte de la plataforma continental se encontraba emergida, dicho LST puede mostrar deltas con características geometrías de topset. . Figura 3: Arquitectura general de los diferentes cortejos sedimentarios (según Catuneanu, 2002). E-FR: Comienzo de la Regresión forzada; I-FR: Final de la Regresión forzada tardía; e- T: Comienzo de la Transgresión; I-T: Final de la Transgresión. Por debajo de la zona de mayor actividad de las olas en período de buen tiempo, 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 3). En este caso, se pasa directamente de las facies infra-tidales a las de talud (esencialmente flujos de gravedad). El LST está limitado en su tope por la superficie de máxima regresión (MRS) suprayacida por los sedimentos del cortejo transgresivo. 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). En la figura 4 se presenta el conjunto del sistema sedimentario de bajo nivel. Figura 4 : mbientes sedimentarios y sedimentación del cortejo de bajo nivel (según Catuneanu, 2003). El cortejo transgresivo (TST) El cortejo transgresivo comienza a depositarse cuando la velocidad de subida del nivel de base sobrepasa la tasa de sedimentación. Así que, en su base, este cortejo tiene como límite la superficie de máximo de regresión (MRS) y, en su tope, la superficie de máximo de inundación (MFS). El cortejo transgresivo se identifica por su patrón de acumulación retrogradante (es decir grano decreciente) tanto en las series marinas como en las continentales. La parte marina del cortejo transgresivo se desarrolla en primer lugar en las zonas de poca profundidad, cerca de la línea de costa. Son los depósitos que se acumulan en onlap en la zona de shoreface. Más hacia el offshore se encuentran las series condensadas correlativas de los depósitos del shoreface, los depósitos gravitacionales y los sedimentos pelágicos. La parte costera del cortejo transgresivo está compuesto por depósitos de playa, facies estuarinas y sistemas de islas barreras. La constitución y la preservación de las facies estuarinas depende de varios factores: la tasa de subida del nivel de base, de la profundidad de la erosión fluvial durante la etapa de caída del nivel de base, del régimen de los vientos, de la erosión de las olas, de la gradiente topográfica de la línea de costa. La agravación costera se favorece de una fuerte tasa de subida del nivel de base, de poca ravinement y de una baja gradiente topográfica (lo que se da en una costa plana y abierta). En cambio, una fuerte gradiente topográfica induce una erosión costera en relación con una fuerte energía fluvial y un ravinement por las olas. Una fuerte gradiente topográfica no será favorable al emplazamiento de un estuario. Figura 5: Ambientes sedimentarios y sedimentación en el cortejo sedimentario transgresivo durante la fase precoz de la transgresión. Según Catuneanu (2003). La parte fluvial del cortejo transgresivo muestra influencias tidales (la línea de costa migra hacia el continente). Muestra también una organización vertical grano decreciente debida a la disminución gradual de la gradiente topográfica y de la energía fluvial por la agradación costera. La figura 5 muestra el funcionamiento de los ambientes sedimentarios durante el comienzo 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, costeros o de aguas someras de la etapa transgresiva. Los procesos de ravinement por las olas erosionan los sedimentos deltaicos y de playa abierta de la etapa anterior de regresión normal, lo que sigue proporcionando arenas para los flujos turbidíticos de aguas profundas. Estos flujos turbidíticos son de baja densidad, idénticos a los de la etapa anterior de cortejo de bajo nivel. En la figura 6 se ven los ambientes sedimentarios durante el final de la transgresión. La mayor parte de los sedimentos terrígenos está entrampada en Figura 6: Ambientes sedimentarios y sedimentación en el cortejo sedimentario transgresivo durante la fase tardía de la transgresión. Según Catuneanu (2003). El prisma sedimentario transgresivo que va de los ambientes fluviales a los de mar somero (fluvial, estuario, deltaico, costa abierta y sedimentos de playa distal <lower shoreface>). Otra parte de las arenas llega a la plataforma continental donde constituye macro formas generadas por las olas de tormenta y las corrientes de marea. Si el nivel de base tiene una subida rápida durante la transgresión, se produce una inestabilidad hidráulica en el borde de la plataforma continental, generando flujos de lodo en el mar profundo. El tope del conjunto de los sedimentos transgresivos está limitado por la superficie de máxima inundación. El cortejo de alto nivel (HST) El cortejo de alto nivel tiene como límites, en su base la superficie de máximo de inundación y, al tope, una superficie compuesta que incluye la discontinuidad subaérea, la superficie regresiva de erosión marina y la superficie basal de regresión forzada. Este cortejo (figura 3) representa la etapa tardía de la subida del nivel de base, cuando la tasa de subida del nivel es inferior a la tasa de sedimentación, ocasionando una regresión normal de la línea de costa. En la parte continental del sistema, 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. Por esta razón, la parte no marina del cortejo e alto nivel registra una disminución de la energía fluvial y, por consiguiente, una organización grano decreciente de las acumulaciones sedimentarias. Figura 7: Ambientes sedimentarios y sedimentación en el cortejo de alto nivel. Según Catuneanu (2003). En su parte marina, el cortejo de alto nivel se caracteriza por una organización grano creciente en relación con la migración de las facies hacia la cuenca. Las facies son de regresión normal con un patrón levemente progradante y/o agradante, según las variaciones diferenciales de las tasas de sedimentación y de creación de espacio. En ambiente silico-clástico, el HST comprende deltas con geometrías en topsets. Cuando la plataforma marina presenta condiciones para fabricar carbonatos, el HST es una plataforma carbonatada. La parte profunda de la cuenca (plataforma y talud) recibe esencialmente una sedimentación de grano fino pelágica o hemipelágica. 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 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. En el mismo tiempo, la parte emergida del sistema está sometida a la erosión subaérea, formándose la discontinuidad subaérea. Los depósitos de mar somero muestran un patrón progradante y un offlapping característicos de este tipo de cortejo. Estos sedimentos de mar somero son los equivalentes cronológicos de los abanicos de mar profundo. El cortejo teórico de caída del nivel de base muestra el offlapping de los lóbulos de depósitos de frente de playa (shoreface), de las macroformas de plataforma marina, de los abanicos profundos, de los cuerpos sedimentarios del frente deltaico (figura 3). En la realidad, todos estos depósitos no coexisten forzosamente. 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). Figura 8: Constitución del cortejo de caída del nivel de base (FSST) cuando comienza una regresión forzada. Según Catuneanu (2003). 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 macroformas de plataforma continental y en abanicos de talud y de cuenca. En este caso, los límites del FSST son superficies compuestas: a la tope discontinuidad subaérea, concordancia correlativa, partes las más jóvenes de la superficie regresiva de erosión marina; en la base superficie basal de regresión forzada, las partes más antiguas de la superficie regresiva de erosión marina. La figura 8 ilustra esta situación de una línea de costa ubicada más arriba que el borde del talud; es generalmente la situación al comienzo de la regresión forzada. La mayoría de las arenas se entrampan en los lóbulos deltáicos en offlap (detached offlapping lobes). 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. Al tope este sistema está limitado por la discontinuidad subaérea y su concordancia correlativa; en la base el límite es la superficie basal de regresión forzada. Tal situación se da cuando la regresión forzada está en su fase paroxismal (figura 9). 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. Figura 9: Cortejo de caída del nivel de base (FSST) al momento del paroxismo de la regresión forzada. Según Catuneanu (2003). El cortejo regresivo (RST) El cortejo regresivo es un cuerpo sedimentario compuesto constituido por los cortejos de Alto nivel (HST), de Caída del nivel de base (FSST) y de Bajo nivel (LST). El cortejo regresivo se usa cuando hay imposibilidad de diferenciar los diferentes cortejos regresivos en los documentos de subsuelo. El RST está limitado, en su base, por la superficie de máximo de inundación y, al tope, por la superficie de máximo de regresión; el RST se caracteriza por un patrón de acumulación progradante, tanto en sus partes continentales como marinas. La figura 10 resume lo que vimos hasta ahora. 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. Aparecen los cortejos con las superficies que los limitan, los patrones de acumulación (progradante, retrogradante, agradante). La figura 10 muestra también la organización granulométrica de los cuerpos sedimentarios, en la plataforma y en la cuenca. Vale notar que durante la sedimentación del cortejo de bajo nivel (LST), es decir durante la etapa de regresión normal, hay una diferencia de evolución granulométrica entre la plataforma (grano creciente) y la zona de talud/cuenca (Granodecreciente): los materiales gruesos y arenosos se quedan entrampados en los depósitos agradantes fluviales y costeros, solo llegan a los abanicos profundos turbiditas lodosas de baja densidad. Figura 10: Diagrama de Wheeler mostrando la organización deposicional durante un ciclo completo regresión-transgresión, en un sistema sedimentario silico-clástico. Según Catuneanu (2002). Superficie transgresiva (TS) Es la primera superficie de inundación de significancia, formada después del evento de regresión máxima en la cima del LST (Lowstand System Tract o Indicador de Sistema de Posición Baja) ; a escala regional, separa las parasecuencias de escalonamiento reverso del TST (Transgressive System Tract o Indicador de Sistema Transgresivo) superior. Superficie de Máxima inundación (MFS): Es la superficie de inundación marina que se forma con el evento de transgresión máxima. Constituye la cima del TST y separa las parasecuencias de escalonamiento inferiores, de las progradacionales superiores. Las clinoformas progradan del HST (Highstand System Tract Indicador de sistema de Posición Alta) superior en downlap, cubren la MFS, la que ocurre dentro de la sección condensada. Cima de la superficie de abanico de fondo marino (Top Basin-Floor FanSurface), (tbfs) Es el límite entre el (Abanico de Piso de Cuenca) abajo y el (abanico de talud) y (Cuna Progradante de Posición Baja) arriba. Estas últimas cubren en downlap la cima de la superficie del abanico de fondo marino. Cima de la superficie del abanico de talud (Top slope fan surface) (tsfs) Es el límite entre el abanico de talud abajo y la cuña progradante de lowstand, arriba. La cuña progradante cubre en downlap, la cima tsfs; puede estar en downlap sobre el abanico de piso de cuenca o ser límite de secuencia, hacia la cuenca y estar en onlap sobre la cima de la secuencia depositacional infrayacente en dirección al continente. La superficies basal de regresión forzada (basal surface of forced regression) La superficie basal de regresión marina representa el fondo del mar al comienzo de la caída del nivel de base. En las series marinas de poca profundidad, esta superficie puede ser concordante con el conjunto de los estratos, en este caso es difícil diferenciarla de la concordancia correlativa. En dominio profundo, la superficie basal de regresión forzada se emplaza en la base del complejo progradante del abanico profundo; representa el más antiguo flujo gravitacional asociado a la regresión forzada de la línea de costa. 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, hasta que el frente de playa alcance un perfil cóncavo que corresponde a su posición de equilibrio con la energía de las olas. Esta superficie se emplaza en la base de los depósitos de frente de playa con base erosiva. 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. 03°) y que el fondo del mar de la plataforma marina tenga una gradiente superior (de 0. 1 a 0. 3°). Debido a este contraste de gradiente, 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). La superficie de máximo de regresión (MRS, maximum regresive surface) La superficie de máximo de regresión marca el punto entre la regresión y la transgresión que sigue (figura 11). Esta superficie separa las series progradantes inferiores (regresivas) de las series retrogradantes superiores (transgresivas). La MRS es generalmente concordante (conformable) con los sedimentos inferiores. La superficie de máximo de inundación (MFS, maximum floodind surface) Es la superficie que marca el final de la transgresión de la línea de costa. Esta superficie separa las series retrogradantes inferiores (ligadas a la transgresión) de las facies progradantes superiores (debidas a las regresiones normal y, después, forzada). En las líneas sísmicas, la superficie de máximo de inundación (MFS) se identifica como una superficie de downlap. El paso de las series retrogradantes a las series progradantes supra yacentes, se ubica durante la subida del nivel de base, cuando la tasa de sedimentación sobrepasa la tasa de subida del nivel. 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 las series marinas la superficie de máximo de inundación se ubica al tope de los sedimentos grano decreciente transgresivo. Mar adentro, estos sedimentos transgresivos pueden reducirse a una serie condensada e, inclusive, ser ausentes. En este caso, la superficie de máximo de inundación se superpone y retrabaja a la superficie de máximo de regresión En el medio costero, la superficie de máximo de inundación se ubica al tope de las facies estuarinas más recientes. En dominio continental, la superficie de máximo de inundación puede ser determinada por la presencia de influencias tidales en la areniscas fluviales. La superficie puede también ser marcada por el paso de un sistema en meandro a un sistema trenzado, o por una capa extensa de carbón.