CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBAMÓDULO 1 TRABAJO PRÁCTICO Nº 5 QUIMIOESTRATIGRAFÍA Objetivos Este trabajo práctico tiene como principal objetivo introducir los conceptos básicos de la estratigrafía química o quimioestratigrafía como herramienta importante en estudios paleoambientales, paleoclimáticos y de cuencas. La composición química de las rocas sedimentarias y sus cambios a través del tiempo son de gran importancia en estudios de correlación, evolución geoquímica del agua de mar y de paleoambientes en el tiempo, estudios de origen de materiales en una cuenca, como herramienta geocronológica, etc. Junto con otros estudios estratigráficos ayuda a la mejor comprensión de los cambios en los procesos físico-químicos de la tierra y su influencia en la geodinámica externa. También es una herramienta fundamental para entender procesos de alteración in situ y diagenéticos. Elementos y bibliografía Lápiz, goma, regla, transportador, papel, y calculadora. Banner, J.L., 2004. Radiogenic isotopes: systematics and applications to earth surface processes and chemical stratigraphy. Earth Sciences Reviews 65, 141-194. Vera Torres, J.A., 1994. Estratigrafía: Principios y métodos, libro de texto, Editorial Rueda. Algunos conceptos básicos Se denomina quimioestratigrafía o estratigrafía química a la rama de la Estratigrafía que se ocupa del estudio de la composición química de las rocas sedimentarias, representadas en secciones estratigráficas. La geoquímica sedimentaria suministra información: (1) para la interpretación genética de los materiales y (2) para comparaciones (correlaciones) con otras secciones estratigráficas, usando como herramienta las distintas signaturas geoquímicas de las rocas. El punto (2) es el objetivo de mayor uso en la actualidad y sobre lo que haremos hincapié durante la ejercitación. 1 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA La quimioestratigrafía es una herramienta de gran importancia en el estudio de rocas sedimentarias, especialmente en aquellas de origen marino. Una secuencia completa para el análisis de una muestra de roca sedimentaria requiere de: - Selección de la muestra utilizando criterio estratigráfico, petrográfico y geoquímico. - Recolección de la muestra. - Pretratamiento químico para remover los iones intercambiables o alteraciones de la muestra. - Disolución de la muestra. - Separación química de los elementos de interés. - Análisis de espectrometría de masa. Clasificación química de las rocas sedimentarias No existe una clasificación geoquímica de rocas sedimentarias tan estricta como para rocas ígneas o metamórficas. En arenitas el criterio más utilizado para diferenciar distintos especimenes es el contenido de SiO2 y la relación SiO2/Al2O3, que reflejan la abundancia de cuarzo y el contenido de minerales arcillosos y feldespato. Otro índice que tiene gran utilidad es el contenido de álcalis (Na2O + K2O), que también mide de alguna forma el contenido de feldespato. Pettijohn et al. (1972) construyeron el diagrama logarítmico de Na2O + K2O vs SiO2/Al2O3 que permite diferenciar grauvacas de arenitas y cuarcitas. No obstante, cabe resaltar que el Na y el K son elementos muy móviles y esta relación variará considerablemente en rocas afectadas por diagénesis. Herron (1988) introdujo una modificación introduciendo el Fe, Fe2O3 (total) + K2O vs SiO2/Al2O3, que además es un indicador de estabilidad mineral ya que los minerales ferromagnesianos son menos estables durante la meteorización. En pelitas, Englund y Jorgensen (1973) propusieron una clasificación basada en las relaciones de (K2O + Na2O + CaO) vs MgO + FeO vs Al2O3, en un diagrama triangular. Componentes mayoritarios y minoritarios 1) Variaciones en el contenido en CO3Ca Su interés se limita a secciones formadas por calizas marinas o lacustres, en especial de aquellas que presentan ciclicidad. 2) El contenido en materia orgánica Se mide mediante pirólisis y se expresa en % en peso respecto al total de roca. Los contenidos de materia orgánica en rocas carbonáticas o lutíticas varían entre 0,1-1 %, pudiendo alcanzar valores de hasta 6 – 9 % durante episodios anóxicos. 3) Elementos traza El mayor interés se centra en aquellos elementos que permitan delimitar conjuntos de estratos de una sección estratigráfica caracterizados por su composición, que puedan ser correlacionados con secciones próximas. La determinación de estos elementos se hace a partir de espectrofotometría de absorción atómica, microsonda en microscopías electrónica, 2 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA espectrofotometría de llama, fluorescencia de rayos x, y espectrometrías de plasma, cuyos resultados se expresan en ppm o ppb. El estudio de estos elementos en conjunción con variaciones en el contenido de CO3Ca permite determinar zonaciones quimioestratigráficas. Estas zonaciones puede constituir una herramienta de correlación, junto a las lito y bioestratigráficas, geocronológicas y magnetoestratigráficas. El conjunto de valores de los elementos traza están influenciados por la procedencia, grado de alteración y diagénesis, grado de selección de la roca, como de factores paleoceanográficos y paleoclimáticos. También por posibles actividades hidrotermales y cambios en los aportes. Las concentraciones más altas de elementos traza son encontradas en rocas arcillosas. En este tipo de rocas los elementos más importantes son las tierras raras, el Th, Sc, Cr y Co. Estos elementos tienen muy bajas concentraciones en las aguas del mar y ríos, bajo tiempo de residencia en los océanos, y relación de elementos no afectada por diagénesis y metamorfismo. Por lo tanto, son transportados en las componentes terrígenas de un sedimento, reflejando la geoquímica del área fuente. Fe, Mn, Pb y a veces el Cr son móviles durante la diagénesis. Cs, Rb y Ba son elementos poco móviles. El Sr es lixiviable. Elementos inmóviles como Zr, Hf y Sn son distribuidos mecánicamente y controlados por la concentración de minerales pesados. Dos elementos bien conocidos son el Sr y Mg. El Sr precipita con la calcita y aragonita, y se modifica con la diagénesis en ambientes marinos someros, siendo relativamente constantes en pelágicos. El Sr en sedimentos pelágicos está controlado por la salinidad del mar, los aportes continentales y por hidrotermalismo. Los valores de Sr han ido cambiando el tiempo (véase Fig. 1). En el agua del mar, las relaciones de Sr y Mg aumentan casi linealmente desde los polos hacia el ecuador. Utilizando estos comportamientos elementales, se pueden estudiar distintas variaciones que sirven de ayuda para estimar las paleotemperaturas, y con ellas las variaciones eustáticas en el tiempo geológico. Sr/Ca: La relación Sr/Ca es de gran interés en el estudio de las rocas sedimentarias ya que puede detectar episodios oceanográficos, correlacionables a largas distancias. Es un excelente paleotermómetro. La sustitución del Sr por el Ca es aparentemente dependiente de la temperatura. No obstante, esta relación puede variar entre la precipitación durante la noche y el día (Fig. 2). Actualmente la relación de Sr/Ca en los océanos es de 0,86 x 10-2 y en los ríos 0,26 x 10-2. En los sedimentos marinos varía entre 0,07 x 10-2 y 0,19 x 10-2. Cambios bruscos en la relación Sr/Ca se producen por cambios en el nivel del mar, de corta duración (< 1 my). Durante nivel del mar alto esta relación es alta y disminuye en los sedimentos que se depositan, y viceversa cuando hay una caida del nivel del mar. 3 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA Fig. 1. Variaciones de 87Sr/86Sr de agua de mar durante el Fanerozoico, a partir de datos recopilados de calizas, evaporizas y fósiles (Burke et al., 1982; Banner, 2004). Fig. 2. Variaciones en el intercambio de Sr y Ca entre el día y la noche en un coral moderno. 4 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA Fig. 3. Tomado de Rosenheim et al. (2004, Geology) Tomado de la página de Anne Cohen Tomado de la página web de H.V. McGregor and M.K.Gagan 5 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA Mg/Ca Fig. Tomado de Lowenstein et al. (2001). Mn y Fe: El contenido del Mn en los carbonatos varía entre 500-5000 ppm y está controlado por las condiciones de oxidación-reducción del fondo de la cuenca y de las concentraciones de manganeso en el agua de mar. En medios reductores el Mn precipita con los carbonatos en menor proporción que en medios oxidantes. Entre los factores que regulan el Mn está el volcanismo. Los máximos de Mn quizás puedan ligarse a etapas de actividad hidrotermal activa, mientras que los mínimos con ausencia de volcanismo y condiciones oxidantes. El Fe es difícil interpretar ya que son varias las causas que pueden producir modificaciones en su contenido. 6 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA El Ce, en relación con los otros elementos, es de gran valor quimioestratigráfico. Concretamente el valor de Ce/Ce* (Ce* es el valor obtenido por extrapolación a partir de los contenidos de los elementos próximos) ha sido utilizado para determinar cambios de oxidación-reducción, este valor también puede ser indicativo de cambios paleoceannográficos y como propone Wilde et al (1996) permitirían determinar variaciones eustáticas. Sus valores son 0,29 en las proximidades de las dorsales, 0,55 en los fondos oceánicos y entre 0,9-1,3 en los márgenes continentales. Wilde et al. (1996, Sedimentary Geology) Datos anómalos en el contenido de Ir y otros metales del grupo del platino (en ppb) ha sido tradicionalmente utilizado para determinar el límite K-T (Mesozoico-Cenozoico). Este elemento refleja un impacto de un meteorito. 7 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA Nivel estratigráfico rico en Ir. Nótese la escala del nivel. Tierras raras Las tierras raras son elementos traza muy útiles para la geoquímica de rocas. Esta comprenden una serie de metales con números atómicos entre 57 y 71 (La al Lu). Estos a su vez pueden ser separados en tierras raras livianas y pesadas. Los estudios de las tierras raras se lleva a cabo a partir de un diagrama araña (spiders) ordenado desde La al Yb, y su forma y anomalías son características, según las condiciones de formación de una roca. El contenido de tierras raras en agua de ríos y océanos es extremadamente baja, y las aguas de río son más altas en un orden de magnitud. Las tierras raras en los océanos proveen información del suministro desde ríos, eventos hidrotermales, y de fuentes eólicas. Las aguas de mar normalizadas a pelita muestran un enriquecimiento creciente de tierras raras desde el La al Yb y una prominente anomalía negativa de Ce, expresada en Ce/Ce* (Ce* corresponde a una interpolación de Ce basado en la composición de La y Nd, sus elementos adyacentes). La anomalía de Ce se dá por oxidación de Ce3+ a Ce4+, y la precipitación de C4+ como CeO2. 8 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA Las concentraciones de tierras raras en rocas sedimentarías están normalizadas al estándar sedimentario de NASC, aunque algunos autores utilizan normalización de condritos. En rocas clásticas, el factor que mayor controla los valores de tierras raras es el origen de los sedimentos (procedencia). Esto es debido a que las tierras raras son elemenbtos insolubles y presentes en muy bajas concentraciones en el agua de mar y de ríos. Por ende, las tierras raras presentes en un sedimento reflejan la química del área fuente. No hay modificaciones por meteorización, ya que son móviles a bajas temperaturas, y por lo tanto, también son de gran importancia en la determinación de las fuentes. La diagénesis tampoco tiene influencia sobre la redistribución de las tierras raras. Las sucesiones arcillosas tiene mayor contenido de tierras raras comparativamente, por ello son utilizadas por muchos autores para determinar procedencia y procesos sedimentarios asociados. Shales from Australia (PAAS)-normalized REE patterns 9 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA En rocas de origen químico pueden indicar la composición original del agua de mar desde donde precipitaron. Esto es observable en nódulos ferromagnesianos que muestran patrones de tierras raras con una pendiente inversa a la que muestra el patrón del agua de mar, con anomalía de Ce positiva. En ocasiones distintas relaciones de tierras raras permiten discriminar ambientes geotectónicos. No obstante esto debe utilizarse con extremo cuidado y con la ayuda de otros elementos independientes. Isótopos estables Los isótopos de un elemento químico son especies atómicas en los que el núcleo contiene igual nº de protones, pero difiere en nº de neutrones. Entre los isótopos se pueden diferenciar dos tipos principales: Estables: permanecen con la misma estructura atómica a lo largo del tiempo. Radiactivos: sufren, a partir del momento de su formación, un proceso de desintegración hasta alcanzar formas más estables. Los isótopos estables son lo de mayor interés en la quimioestratigrafía, y nos informan sobre las condiciones del depósito. Los radiactivos son mayormente usados en geocronología absoluta. Los isótopos se denominan con el símbolo del elemento y el nº másico (protones +neutrones). Entre los isótopos estables de interés en la quimioestratigrafía se destacan el 18O y el 13C. También son de interés 87Sr y 34S. En la mayoría de los casos las medidas de abundancia de los isótopos estables minoritarios se hacen referidas a la del isótopo estable más abundante, por ejemplo: 18O/16O, 13C/12C, 10 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA 34 87 S/32S. En el caso del Sr se mide la relación entre los dos isótopos estables minoritarios, Sr/86Sr. Los análisis de 18O y el 13C se realizan simultáneamente sobre rocas carbonáticas, a partir de extracción de CO2 de la muestra, el cual es analizado en un espectrómetro de masa. Dicho análisis consiste en una valoración de las razones 18O/16O, 13C/12C. Las composiciones isotópicas medidas son expresadas en tantos por mil con el símbolo δ que define la relación entre la diferencia de la muestra a analizar (m en la figura) y el estándar (s en la figura), y la propia composición estándar: Cuando la composición de la muestra = estándar, el valor de δ = 0, cuando la muestra tenga más abundancia de isótopos pesados (ie., 18O y el 13C) los valores de δ serán positivos y cuando abunden los ligeros (16O y el 12C) δ será negativo. 11 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA Los patrones más utilizados son el PDB (Pee Dee Belemnite, de Carolina del Sur) para muestras sólidas, y para muestras de agua el SMOW (Standard Mean Oceanic Water).. El paso de un estándar a otro se realiza a partir de las siguientes relaciones: δ 18O (SMOW) = 1,033086 δ 18O (PDB) + 30,86 δ 18O (PDB) = 0,97006 δ 18O (SMOW) – 29,94 Para el 34S los valores se expresan también en tantos por mil con el símbolo δ 34S que mide las diferencias de la razón isotópica 34S/32S, con respecto al patrón CDT (trolita del Cañon del Diablo). a) Isótopos de O: Los valores de δ 18O de una roca sedimentaria pueden ser los originarios del depósito o haber sufrido modificaciones diagenéticas. La interpretación genética y significado paleogeográfico se limitan a los casos que no hayan sufrido modificaciones. Esto generalmente ocurre en calizas pelágicas, mientras que en ambientes someros, continentales y costeros pueden existir cambios diagenéticos que enmascaran la señal original. De que dependen los valores de δ 18O: -Salinidad: δ 18O aumenta con la salinidad, y variaciones en esta relación pueden ser deb ido a cambios en la salinidad de las aguas. En medios pelágicos la salinidad tiene a mantenerse constante, por lo que este control tendría mayor influencia en medios cerrados o en aguas someras donde hay importante influjo de aguas dulces o evaporación. -Efecto vital: Son pequeños cambios en la composición isotópica de diferentes géneros o especies de organismos con caparazón carbonática. -Ciclo hidrológico: Es un factor de gran importancia durante la interpretación de los datos. Se vincula con el desigual contenido en isótopos del agua de los océanos, del vapor de agua de las nubes, del agua de lluvia y del hielo de los glaciares. Mientras que el agua de los océanos tiene un valor de δ 18O = 0 ‰ con respecto al SMOW, las aguas de lluvia presentan valores de -3 a -5 ‰, el vapor de las nubes -13 a -17 ‰ y los casquetes glaciares entre -30 y -50 ‰. La relación δ 18O global en la superficie de la tierra es constante. De manera que un agrandamiento de casquetes polares llevaría a un aumento en la relación δ 18 O en los océanos (véase figura de estudios de ciclos de greenhouse/icehouse). 12 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA 13 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA Es decir, alternancia de ciclos glaciales e interglaciales mostrarán cambios en las razones isotópicas del agua. La detección de estos ciclos implica muestreos con espaciados muy cortos. Medida de paleotemperaturas: Es el único método fiable para la medida de las paleotemperaturas. Se basa en la relación entre la temperatura de precipitación del CO3Ca, el δ 18O del mar y el δ 18O de los materiales precipitados. En medios sedimentarios actuales se observó que existía un equilibrio isotópico entre el agua, los organismos y los sedimentos que se forman. Los organismos más usados en estos estudios son los foraminíferos, braquiópodos, moluscos, etc. En equinodermos, corales y algunas algas este equilibrio no existe o no está bien estudiado. Entre las fórmulas más conocidas está la de Epstein et al (1951) y la de Schackleton y Kennett (1975). Véa figuras y cuadros adjuntos. La mayor dificultad en estas determinaciones de paleotemperaturas son las deducciones del valor de δ18O del agua que estaba en equilibrio isotópico con el material depositado. Schackleton y Kennett (1975) recomiendan usar valores de δ18O del agua expresados en PDB de -0,28 para mares actuales y -1,28 para mares anteriores al Mioceno Medio. 14 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA Los muestreos para estudio de paleotemperaturas son generalmente muy densos, por ejemplo cada 1 a 10 cm. Para tiempos anteriores al Cuaternario surgen algunos problemas en linterpretaciones paleoclimáticas. Cuando se trabaja con calizas o materiales carbonatados que no son pelágicos la diagénesis puede causar modificaciones. Otro problema es la determinación de paleolatitudes y altitudes (véase Garzione et al 2006). Otro problema son los cambios estacionales, por lo que es necesario recurrir a medidas estadísticas, por ejemplo la temperatura media anual. En los océanos es importante poder discernir entre temperaturas superficiales y de fondo. Variaciones de δ18O y paleoclimas del Pleistoceno. b) Isótopos del C: Actualmente se conoce que la influencia de la temperatura del agua sobre el δ13C de los caparazones de los organismos o de calizas que se deposita es mínima o casi nula. Entre los variados estudios realizados a partir de esta relación isotópica son los valores que presentan distintos organismos en una misma sección. Aquí el efecto vital que se describió anteriormente es de gran importancia. Otro aspecto interesante es la relación entre el contenido de materia orgánica (MO) del agua oceánica y el δ13C. Un alto contenido en MO lleva consigo un aumento en δ13C en los sedimentos que se depositan. Los episodios anóxicos en la evolución está representado por un alto contenido en δ13C. Otro aspecto interesante para investigar es el relativo paralelismo entre las curvas de cambios relativos del nivel del mar y los valoires de δ13C. En estudios de paleosuelos es una herramienta de gran importancia y permite definir el tipo de 15 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA vegetación dominante (plantas C4 y C3). Asimismo, Renard (1987) ha intentado construir una escala estratigráfica basada en δ13C: Otra utilidad del δ13C es en estudios geoquímicos en la industria del petróleo, permitiendo determinar la calidad y origen del petróleo, si son marinos o no marinos, etc. El diagrama de Soler, que relaciona en ordenadas el δ13C de hidrocarburos aromáticos y en abscisas δ13C de saturados separa campos de petróleos marinos de no marinos, y es de gran utilidad, junto a otros estudios de geoquímica orgánica, en la determinación de rocas generadoras. -Causas de las fluctuaciones del δ13C: Un cambio importante en el nivel del mar va a quedar reflejado en variaciones igualmente importantes del δ13C. Durante los periodos de nivel del mar alto la superficie continental se reduce y la biomasa continental se reduce también, llevando a una reducción de nutrientes aportados desde los continentes generando un aumento de δ13C. Otros factores que pueden quedar reflejados en cambios del δ13C son las fluctuaciones en la biomasa por cambios climáticos y/o evolutivos, incendios forestales, cambios en la circulación oceánica. 16 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA 17 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA Tomado de Piovano et al. (2004, The Holocene) Tomado de Piovano et al. (2004, Journal of Limnology) 18 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA c) Los isótopos de Sr y S Cuatro isótopos estables del Sr aparecen en la naturaleza, el 88Sr, 87Sr, 86Sr y 85Sr. La relación que tiene mayor interés es la 87Sr/86Sr, la cual ha sido cambiante a través del tiempo (Véase figura 1). Estas variaciones estarían controladas principalmente por 3 factores: hidrotermalismo submarino, aporte continental y reciclaje submarino por recristalización de antiguos sedimentos carbonáticos Para el S se conocen 4 isótopos estables, el 32S, 33S, 34S y 36S. La razón isotópica que se usa es la 34S/32S, que se expresa en δ34S en partes por mil, y se refiere al estándar CDT. Los valores de δ34S también varían notablemente a lo largo del tiempo, alcanzando un valor máximo absoluto en el límite Cámbrico-Precámbrico. Una comparación entre las curvas de δ34S y δ18O permite ver que no hay correlación y que dependen de factores diferentes. 19 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA Ejercicios y tareas complementarias 1) Lea atentamente el escrito sobre quimioestratigrafía y el trabajo de síntesis de Banner (2004), luego piense, discuta con sus compañeros y responda: a) Que utilidad encuentra en el estudio geoquímico de rocas sedimentarias y para resolver problemas estratigráficos? Explique, ejemplifique e ilustre sus comentarios. b) Cree Ud. que es importante conocer el comportamiento de un elemento químico a lo largo del ciclo hidrológico para interpretar la respuesta quioestratigráfica de una sección sedimentaria, porque? Lea atentamente el trabajo de Banner (2004) y luego esquematice y ejemplifique. 2) A partir de un análisis isotópico de O en una sección de calizas marinas del Carbonífero medio de Nevada (EEUU) se obtuvieron los siguientes resultados sobre caparazones de braquiópodos (B), Matriz de carbonatos (M) y cemento (C), en especimenes con (a) y sin alteración (u), expuestos en la siguiente tabla. Grafique los resultados y determine las paleotemperaturas usando las formulaciones expuestas anteriormente. Luego construya una curva de variación de Tº e interprete sus resultados. Nótese que las muestras AC-1 corresponden al horizonte A45, las AC-4 al horizonte A49 y las AC-7 al horizonte A52 20 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA 3) En una sección estratigráfica representada por varios ciclos de calcretes pedogenéticos se midieron relaciones isotópicas de C y O. Utilizando las descripciones realizadas en la tabla adjunta: a) Construya su propia columna estratigráfica con los datos que se presentan y luego grafique los valores isotópicos δ18O y δ18C. b) Responda: Observa cambios composicionales en los valores geoquímicos ? Explique que indicarían estos cambios en un ambiente continental. Recuerde el comportamiento de estos isótopos en el ciclo hidrológico 21 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA 4) En un estudio de paleotemperaturas y circulación oceánica, que roca o fósil muestrearía para determinar temperaturas de corrientes superficiales y que para corrientes de fondo? Explique y ejemplifique. 5) A partir del siguiente cuadro estratigráfico y utilizando los valores de δ18O calcule y represente en el eje de abscisas inferior la temperatura del agua superficial utilizando la fórmula Schackleton y Kennett (1975). Que indican sus resultados. 22 CATEDRA DE ESTRATIGRAFIA Y GEOLOGIA HISTORICA Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales UNIVERSIDAD NACIONAL DE CORDOBA 23