Tema 1. Elementos de Geología

TEMA 1

OBJETIVO Y ALCANCE DE LA GEOLOGA

ESTRUCTURAL

TEMA 1

Conceptos Bsicos. Rumbo y Buzamiento. Mtodos de Subsuelo. Pliegues: Definicin. Elementos Constituyentes. Clasificacin. Fallas: Definicin. Elementos Constituyentes. Clasificacin. Diaclasas: Definicin. Clasificacin. Discordancias: Definicin. Clasificacin. Budines: Definicin. Ejemplos de Estructuras en la Cuenca del Lago de Maracaibo. Principios bsicos de Estratigrafa: clasificaciones lito, bio y cronoestratigrficas, escala del tiempo geolgico, ciclos geolgicos. 1.1.- CONCEPTOS BSICOS DE GEOLOGA ESTRUCTURAL

La Geologa Estructural es una rama de la geologa que estudia las deformaciones de la corteza terrestre, especialmente en lo referente al modo de presentacin y a las causas que las originaron. Un trmino sinnimo de Geologa Estructural es Tectnica (del griego tektn, constructor). El interior de La Tierra est en constante actividad, como lo demuestran principalmente los terremotos y las erupciones volcnicas. Las fuerzas internas que causan estos fenmenos son las que ocasionan las deformaciones de las rocas.

Los sedimentos se depositan en los fondos de mares y ros en una posicin ms o menos horizontal y, bajo condiciones normales, el peso de los sedimentos suprayacentes ms la temperatura asociada al soterramiento, conducen a la formacin de rocas sedimentarias. Sin embargo, en afloramientos y cortes de carretera se pueden observar comnmente rocas sedimentarias en posiciones inclinadas y hasta verticales, en las cua les no han podido ser sedimentadas. Esto indica que tales rocas han debido estar sometidas a esfuerzos deformantes para ser llevadas a esa posicin.

Para determinar o indicar la posicin de un estrato, es necesario conocer dos parmetros muy importantes:

- Rumbo: Es el ngulo que forma una lnea horizontal cualquiera de una superficie geolgica, como por ejemplo el tope de un estrato, con la direccin NS (norte-sur). Se expresa siempre referido a uno de los cuadrantes que forman los puntos cardinales, mediante el ngulo a partir del norte o el sur.

- Buzamiento: Es el ngulo que forma la lnea de mxima pendiente de una superficie geolgica. Es siempre perpendicular al rumbo. Se expresa en grados y direccin de inclinacin (Figuras 1.1 a 1.3).

Geologa Estructural Prof. Giuseppe Malandrino

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Figura 1.1.- Representacin del rumbo y del buzamiento de una capa inclinada.

Figura 1.2.- Rumbo y buzamiento en dos posiciones de un afloramiento.


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Figura 1.3.- Mediciones de rumbo y buzamiento con brjula tipo Brunton. En la figura 1.2 se muestra una representacin sencilla de lo que se conoce en geologa como curvas o contornos estructurales obtenidos por las mediciones de los rumbos y buzamientos efectuados con la brjula de fig.1.3. Las curvas o contornos estructurales son intersecciones de planos horizontales equidistantes con la superficie geolgica que se desea representar; es decir, que son lneas horizontales que unen puntos de igual profundidad, los cuales representan una superficie geolgica (figura 1.4).

Figura 1.4.- Curvas o contornos estructurales que representan un domo o pliegue anticlinal.

Las curvas o lneas estructurales permiten conocer la posicin (Rumbo y Buzamiento) de los estratos en el subsuelo y por consiguiente, las estructuras que ellos forman.


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Para el Gelogo Petrolero o del Subsuelo, es de gran importancia el estudio e interpretacin de la estructura presente en un rea, puesto que generalmente ser ella la causante principal de las acumulaciones de hidrocarburos en el subsuelo. Para tal estudio, se usan los siguientes mtodos:

- Informacin Geofsica: a.- Sismogrfica. b.- Gravimtrica. c.- Magnetomtrica.

- Informacin durante la perforacin: a.- Muestras de canal. b.- Tiempo de perforacin. c.- Muestras de ncleos.

- Registros o perfiles de pozos. - Correlacin con pozos vecinos.

Los mtodos Geofsicos son los ms empleados en la prospeccin petrolfera. Los mtodos Gravimtricos y Magnticos permiten obtener una idea general de la forma del subsuelo en la cuenca y de las zonas donde existen anomalas, que puedan ser de inters exploratorio posterior. El mtodo Sismogrfico o Ssmico es ya un mtodo de detalle y solo se emplea para reconocer exhaustivamente las anomalas detectadas por los otros dos mtodos.

En el mtodo Gravimtrico, se mide la densidad de los sedimentos existentes en una cuenca sedimentaria. Teniendo en cuenta el patrn de curvas a nivel regional, se pueden establecer aquellas anomalas que se aparten de dicho patrn. Por ejemplo, los domos y diapiros salinos darn una anomala negativa por la menor densidad de la sal comparada con la roca silicatada, mientras que las intrusiones volcnicas, generalmente contentivas de minerales ferromagnesianos, darn anomalas positivas.

En el mtodo Magntico se mide la intensidad magntica de las rocas sedimentarias, pudindose determinar la situacin del basamento magntico de la cuenca y, por ende, las posibles anomalas; por ejemplo, espesores anormales de sedimentos darn origen a las negativas, mientras que intrusiones de rocas magnticas darn valores positivos.

El mtodo Ssmico de prospeccin es el ms comnmente empleado para las determinaciones detalladas en una zona de anomalas. Permite obtener una imagen de la posible configuracin real de los yacimientos de inters en el subsuelo terrestre. Es en principio parecido a la radiografa, o tomografa tridimensional, pero del subsuelo terrestre. Estas imgenes del subsuelo pueden ser representadas a travs de un perfil o seccin (ssmica 2D) o un cubo (ssmica 3D).


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El fundamento terico del mtodo ssmico se basa en la reflexin de ondas en las interfaces (generalmente lmites de sucesivas capas de rocas) del subsuelo. Dichas reflexiones se originan como respuesta del subsuelo (terrestre y marino) a la energa suministrada por una fuente (explosivo, camin vibrador o can de aire) durante un breve perodo de tiempo y que es grabada en la superficie a travs de unos receptores especiales (gefonos). En funcin de la velocidad de penetracin de las ondas ssmicas (que depende de la litologa) y del tiempo empleado para volver a la superficie, se puede interpretar la profundidad a la cual se encuentran las distintas formaciones y su expresin en el subsuelo formando alguna estructura. El procesamiento, anlogo al revelado de una fotografa o a la mejor visin fsica de una tomografa, permite obtener de los datos iniciales una imagen de la estructura real del subsuelo. Luego, con los datos procesados, es posible obtener grficos tridimensionales de la tierra y ver su estructura, sus materiales, contenido y dems finalidades, con las cuales, sin perforacin fsica del rea, pueda indicarse la gua principal para deteccin, ubicacin, estructura, y contenido para la produccin de Hidrocarburos, principalmente (petrleo y gas).

Los dems mtodos al alcance del Gelogo de Subsuelo para el reconocimiento de estructuras de inters exploratorio, dependen de un sondeo o perforacin exploratoria. Las muestras de canal y los ncleos, sirven para corroborar o afinar la informacin previamente alcanzada por mtodos Geofsicos. La introduccin de aparatos especiales que se introducen en el agujero del sondeo, y que miden diversas caractersticas fsicas de las rocas atravesadas (resistividad elctrica, saturacin de agua, densidad, radioactividad, porosidad, etc.), proporcionan criterios muy importantes para determinar con precisin la litologa, facilitan las correlaciones con otros pozos y posibilitan la postulacin de estructuras favorables para almacenar comercialmente petrleo.

A continuacin, se har una descripcin de las principales estructuras de inters en los estudios de Geologa Petrolera.

Los procesos mecnicos que tienen lugar en las rocas, como resultado de fuerzas tectnicas, se manifiestan, en primer lugar, en deformaciones (cambios en la forma o volumen del cuerpo geolgico) y, en segundo trmino, en la ruptura de las rocas con o sin desplazamiento (denominadas, respectivamente, fallas y diaclasas).


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Figura 1.5.- Magnitud de Deformacin de los materiales (Tensin) respecto a la

Fuerza aplicada sobre ellos (Esfuerzo). En las deformaciones elsticas (fig.1.5), el material deformado regresa a su forma original luego que cesan los esfuerzos sobre este. Cuando una roca es sometida a la accin de esfuerzos y estos sobrepasan el lmite de resistencia de la roca, puede suceder dos cosas: que se doble o pliegue (deformacin plstica), o que se rompa. Cuando ocurre la deformacin plstica irreversible, es decir, cuando el material dctil no recobra su forma original al cesar los esfuerzos a los cuales ha sido sometido, queda permanentemente doblado, constituyendo, en el caso de las rocas, los denominados pliegues. 1.2.- PLIEGUES

Son ondulaciones de los estratos o capas de rocas, reflejadas en deformaciones ms o menos intensas de la corteza terrestre, producidas generalmente por la accin de esfuerzos activos dentro de La Tierra. Los eventos tectnicos pueden producir en las rocas, deformaciones de carcter elstico o plstico.

Solamente las deformaciones plsticas irreversibles, quedan impresas permanentemente en la estructura de la corteza terrestre. El plegamiento es la manifestacin ms importante de deformacin plstica que existe en la naturaleza.

La carencia de uniformidad de los cuerpos deformados, es de gran importancia en la deformacin tectnica. La falta de uniformidad de las rocas sedimentarias, tal como se refleja en su estratificacin, es la razn fundamental por la cual la deformacin plstica de tales cuerpos, adquiere la forma de plegamiento.


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Los principales elementos de un pliegue son los siguientes (figura 1.6):

- Plano Axial: Es el plano o superficie que divide al pliegue en dos partes aproximadamente iguales y simtricas y contiene todo los puntos de la mxima curvatura de este. Tambin puede definirse como el plano que bisecta el ngulo diedro formado por los flancos que dividen al pliegue, pasando por su centro.

- Flancos: Son los lados de un pliegue. Se extienden desde el eje de un pliegue hasta el eje del pliegue prximo. Son los elementos bsicos de un pliegue, constituidos por el conjunto de estratos que fueron doblados y que se ubican a ambos lados del eje. Si los ngulos buzan con un mismo ngulo, se dice que el pliegue es simtrico, si lo hace en diferentes ngulos, es asimtrico.

- Eje: Es la lnea que une todos los puntos de mxima curvatura de una capa plegada. Resulta de la interaccin del plano axial con cada capa plegada. Un pliegue tendr tantos ejes como capas afecte.

- Cresta: Es la parte del pliegue por donde sale el plano axial. Es la lnea que une los puntos ms altos de una capa plegada. Un pliegue tiene tantas crestas como capas afecte. El punto de mxima curvatura se conoce como Charnela, y aquel donde la curva pasa de cncava a convexa, se conoce como Punto de Inflexin.

Figura 1.6.- Elementos de un pliegue. Existen varias clasificaciones de los pliegues de acuerdo a su geometra y a su origen. Se definirn a continuacin aquellos ms importantes.


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Figura 1.7.- Elementos de un pliegue monoclinal. Monoclinal.- Es una franja de buzamiento pronunciado dentro de un rea de buzamiento suave. Consiste en la flexin que conecta estratos horizontales o poco inclinados a ambos lados de la flexin (figura 1.7). Puede servir como trampa para hidrocarburos. Homoclinal.- Es un rea en la cual las capas buzan en el mismo sentido, con la misma inclinacin. Anticlinal.- Es un pliegue convexo hacia arriba o en forma de A (figura 1.8) en el cual las rocas ms antiguas se encuentran hacia el centro de la curvatura. Este es el tipo de pliegue ms importante en Geologa Petrolera, ya que los hidrocarburos migran hacia las zonas de menor presin hacia arriba, hacia la superficie y pueden quedar encerradas en estructuras anticlinales en las cuales existe una capa superior impermeable al paso de los fluidos orgnicos. La edad relativa del ncleo (ms viejo), respecto a la periferia (ms joven), es el criterio que define un anticlinal (figura 1.8). Una relacin de edades contraria (ncleo ms joven, tope de mayor edad), para un pliegue en forma de A, tipifica a un sinclinal volcado. Cuando no se puede establecer la edad relativa entre el ncleo y la capa perifrica, se habla de un pliegue anticlinoide. Sinclinal.- Es un pliegue cncavo hacia arriba, o en forma de U. Tambin se puede definir como un pliegue en el cual las rocas ms jvenes se encuentran hacia el centro de la curvatura (figura1.8 y 1.9). Un pliegue en forma de U, en el cual no se puede establecer las relaciones de edades entre los estratos interiores y exteriores, recibe el nombre de sinclinoide. Antoclinorio y Sinclinorio.- Es un conjunto de anticlinales y sinclinales respectivamente a grande escala que pueden abarcar de 5 a 200 km de amplitud (fig.1.8).


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Figura 1.8: Pliegues tipo anticlinal, anticlinorio; sinclinal, y sinclinorio.

Figura 1.9: Algunos tipos de pliegues.

Domo o Periclinal.- Es un anticlinal en el cual las capas buzan radialmente desde un punto central (figura 1.10). Un tipo especial son los Diapiros, constituidos por ncleos de sal comn (halita), yeso o lutita. Cubeta o Cuenca estructural.- Es un sinclinal en el cual las capas buzan radialmente hacia un punto central (figura 1.11).


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Figura 1.10.- Domo Figura 1.11.- Cubeta Pliegue Vertical.- Pliegue en el cual su plano axial es vertical ( figura 1.12). Pliegue en Rodilla.- Aquel en el cual el plano axial est inclinado y uno de los flancos es vertical (figura 1.13 y 1.18).

Figura 1.12.- Pliegue Vertical

Figura 1.13. Pliegue en Rodilla

Pliegue Volcado.- Es aquel en el que en algunos sitios, un flanco se dobla hacia debajo tan lejos de la vertical, que queda abajo del otro flanco (figura 1.14). Un caso extremo es el llamado pliegue recumbente, tambin conocido como Sobrecorrimiento (figura 1.9). Pliegue Isoclinal.- Pliegue en el cual los dos flancos son paralelos (figura 1.15). Pliegue Acostado.- Se produce cuando los flancos son esencialmente horizontales, es decir, cuando buzan en una misma direccin (fig.1.17).


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Terraza Estructural.- Es una franja de buzamiento suave, casi horizontal, dentro de un rea de buzamiento ms pronunciado. Geoanticlinal.- Es una zona positiva (alta) de la corteza terrestre, la cual esta sujeta a erosin. Los continentes son un ejemplo. Geosinclinal.- Es una zona negativa (deprimida) de la corteza terrestre, la cual recibe sedimentos. Las cuencas sedimentarias son geosinclinales. Pliegue en Chevrn, Zig-zag o Concertina.- Pliegues en los cuales los flancos son rectos y las charnelas son curvas afiladas, su forma general es como una Z (figura 1.16).

Figura 1.14: Pliegue volcado Figura 1.15: Pliegue Isoclinal

Figura 1.16: Pliegue en Chevrn


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Figura 1.17.- Pliegue sinclinal acostado. Formacin Apn del Cretcico temprano.


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Figura 1.18.- Pliegue de rodilla en la Formacin Misoa. Afloramiento Carretera

El Venado Agua Viva En la figura 1.19 se esquematizan las fases de desarrollo de un pliegue recumbente o sobrecorrimiento el cual la mayora de la veces se asocia fallamiento.


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Figura 1.19.- Esquematizacin de las fases de desarrollo de un pliegue

recumbente o sobrecorrimiento al cual la mayora de las veces se asocia fallamiento.

1.3.- FALLAS Son fracturas de las capas de rocas, a lo largo de las cuales ha habido un desplazamiento de los bloques fracturados. Desde el punto de vista de la Geologa, el estudio de las fallas es importante porque permite reconstruir la historia de los movimientos tectnicos que afectaron a una regin cualquiera bajo estudio y a La Tierra como planeta. Sus principales elementos, son presentados a continuacin (figura 1.20):

- Plano de Falla : Es el plano o superficie o de fractura a lo largo del cual se ha producido el desplazamiento.


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- Labio de Falla: Son las dos masas que se desplazaron sobre el plano de falla; por lo tanto, se tiene el labio superior o bloque levantado, que esta situado por encima de la superficie de falla y el labio inferior o bloque deprimido, que se encuentra situado por debajo de la superficie de falla.

- Salto de Falla: Es el desnivel que se produce en ambos lados o bloques. - Salto Vertical: Es la proyeccin vertical del desplazamiento de una falla, por

lo general se mide en un plano vertical perpendicular al rumbo del plano de falla.

- Salto Horizontal: Es el componente horizontal del desplazamiento de buzamiento en un plano vertical perpendicular al rumbo del plano de falla.

Figura 1.20.- Elementos estructurales de una falla. El estudio y determinacin de la posicin de las fallas es muy importante en Geologa del Petrleo, porque ellas pueden servir de trampas a la acumulacin de hidrocarburos. En el subsuelo, las fallas pueden ser reconocidas a nivel de los perfiles o registros, por presentarse en ellos la omisin o falta de aparicin de una seccin determinada (cuando la falla es normal), o la repeticin de una curva cualquiera o de una secuencia de estratos (falla inversa), en el pozo objeto de evaluacin.


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En los mapas estructurales, la presencia de anomalas en las curvas de nivel, pueden indicar fallas. Estas anomalas son:

a.- Curvas anormalmente separadas, con respecto a una separacin ms o menos constante en el resto de las curvas (figura 1.21).

b.- Curvas anormalmente unidas (figura 1.22). c.- Curvas anormalmente desviadas a lo largo de una lnea. d.- Repeticin de una curva o de una secuencia de curvas (figura 1.23).

Figura 1.21.- Curvas anormalmente separadas.

Figura 1.22.- Curvas estructurales anormalmente unidas.

Figura 1.23.- Curvas estructurales repetidas.


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Existen varios criterios para clasificar las fallas. La figura 1.24 incluye los tipos ms comunes de ellas.

Figura 1.24.- Clasificacin de Fallas Uno de los criterios de clasificacin de las fallas, atiende a la direccin del movimiento a lo largo del plano de falla. Aquellas cuya direccin principal de movimiento va en el sentido del rumbo (strike-slip), se clasifican en: Falla de rasgadura o transcurrente.- Son aquellas en las cuales el desplazamiento se ha efectuado en la direccin del rumbo del plano de falla. En estas fallas el desplazamiento total es igual al desplazamiento del rumbo (figura 1.25).


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Falla transformante.- Son grandes fallas de deslizamiento a lo largo del rumbo, que se forman entre otros tipos de estructuras tectnicas, como por ejemplo, en dorsales ocenicas, fosas o uniones triples (figura 1.25).

Figura 1.25.- Fallas de Rumbo: (a) falla transcurrente F-F; (b) fallas transformantes a y c.

En una falla transcurrente F-F, los bloques de ambos lados de la falla se

mueven en los sentidos de las flechas, lo cual provoca el desplazamiento de toda la estructura en cada uno de los lados de la falla (ver cadena montaosa en figura a). En ella, el desplazamiento BB aumentar con el tiempo conforme prosiga la actividad del fallamiento. Estas fallas se clasifican a su vez en destrales y sinestrales, segn el movimiento relativo de los bloques fallados transcurra hacia la derecha o la izquierda, respectivamente. En la falla transformante (b), el desplazamiento bb no cambiar en lo absoluto, siempre y cuando los segmentos de dorsal mesoocenica ab y bc produzcan corteza marina a la misma velocidad. Adems, el desplazamiento entre los bloques situados a ambos lados de la falla se produce solo a lo largo de la porcin bb, fuera de bb no se produce desplazamiento a lo largo de la falla. Aquellas fallas cuya direccin principal de movimiento va en el sentido del buzamiento (dip slip), se clasifican de acuerdo al movimiento relativo de los labios de falla en: Fallas normales.- Son aquellas en las cuales el labio superior ha descendido con respecto al labio inferior, en el sentido normal que dicta la Ley de la Gravedad (figura 1.24). Fallas inversas.- Son aquellas en las cuales el labio superior ha subido con respecto al labio inferior, en el sentido contrario a la Ley de la Gravedad (figura 1.24).


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Estos tipos de fallas tambin se clasifican en homotticas, cuando la falla y los estratos presentan la misma direccin de inclinacin; y antitticas, cuando las direcciones de la falla y la de buzamiento de los estratos afectados, es opuesta (figura 1.26).

Figura 1.26.- En la figura se muestra el movimiento relativo de los bloques en

el caso de fallas normales e inversas tanto homotticas como antitticas. Otro criterio de clasificacin de las fallas, se establece de acuerdo al tipo de esfuerzo que las origin: Fallas tensionales o de gravedad.- Son aquellas producidas por un esfuerzo de tensin horizontal o por efectos de la gravedad, lo cual produce el mismo resultado. Este tipo de falla indica un alargamiento de la corteza terrestre. La deformacin resultante de estos esfuerzos son fallas normales de ngulo alto, el eje mayor de esfuerzo es vertical y los ejes menor e intermedio son horizontales. Un ejemplo de estas, son las fallas tipo graben (figura 1.24). Fallas de compresin.- Son fallas producidas por un esfuerzo de compresin horizontal, lo cual indica un acortamiento de la corteza terrestre. Se generan fallas inversas de alto ngulo, las cuales forman estructuras en flo r, o tambin fallas tipo horst; es decir, pilar (figura 1.24).


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8.4.- DIACLASAS Tambin llamadas Juntas, son fracturas a lo largo de las cuales no se ha producido ningn desplazamiento. Son estructuras menores originadas por los mismos esfuerzos causantes de pliegues y fallas (figura 1.27). Por lo general se presentan en sistemas de innumerables diaclasas paralelas entre s, en una misma capa de rocas ocurren varios sistemas de diaclasas formando ngulos entre s.

Figura 1.27: Tipos de Diaclasas. En Geologa Estructural, las diaclasas son de gran utilidad, porque su estudio sistemtico permite construir diagramas de frecuencia que indican el tipo y direccin de los esfuerzos tectnicos que actuaron sobre un rea. De las rocas sedimentarias, las diaclasas afectan solo a las calizas y en poca frecuencia a algunas areniscas muy compactadas. En Geologa del Petrleo, tienen mucha importancia porque causan porosidad secundaria en las calizas, convirtindolas en rocas recipientes. Las diaclasas, o juntas, atendiendo a su origen se clasifican en diaclasas de cizalla (o tensin), por liberacin de carga o presin, por cambios diferenciales de volumen, por deformaciones regionales. Diaclasas de Cizalla o de Tensin.

Aunque la caracterstica principal que distingue a una diaclasa consiste en

que no se ha detectado en ella ningn movimiento, es corriente distinguir entre diaclasas de cizalla y de tensin considerando las primeras como fracturas de cizalla incipiente. Las juntas de tensin de las rocas istropas se forman perpendiculares a una de las direcciones principales del esfuerzo, ya que de lo contrario en el momento anterior a la fractura existira un esfuerzo de cizalla finito al plano de la junta potencial y se producira el correspondiente desplazamiento de cizalla finito.


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Diaclasas por liberacin de la carga o presin por erosin en rocas istropas.

Algunas juntas se forman durante la liberacin erosional de la carga en respuesta a la mayor facilidad con que las rocas descomprimidas se expanden perpendicularmente, ms que paralelamente, a la superficie libre. Durante la liberacin erosional de la carga, el cuerpo se mantendr en estado de esfuerzo hidrosttico solo si la extensin es igual en todas direcciones. Dentro de la superficie, la extensin hacia arriba ser ms fcil que la extensin horizontal, porque el esfuerzo normal sobre los planos horizontales se aproxima a un valor de presin de una atmsfera, mientras que esto no puede ser as en los planos verticales, donde interviene la presin litosfrica. Diaclasas por cambios diferenciales de volumen en cuerpos heterogneos.

La mayora de los cuerpos rocosos de gran tamao y mucho de los

pequeos estn formados por varios tipos de rocas yuxtapuestas en capas o en otras configuraciones. Cuando estos cuerpos se descomprimen o se enfran a partir de condiciones de esfuerzo hidrosttico, en ellos se desencadenan esfuerzos desviatorios locales, debido a las diferencias de compresibilidad o de coeficiente de contraccin trmica entre unidades adyacentes de litologa diferente. Tambin se desarrollan esfuerzos tensionales locales a escala granular, con lo cual los granos minerales adyacentes de diferente orientacin o composicin tendern a sufrir deformaciones ligeramente diferentes durante la descomposicin o el enfriamiento. Diaclasas debido a deformacin regional.

Muchas juntas y en especial las que atraviesan rocas de litologas diferentes, parecen estar relacionadas directamente con los pliegues producidos por deformacin regional. Los pliegues pueden derivarse por accidentes pronunciados u ondulaciones regionales apenas perceptibles. Una explicacin posible de la formacin de diaclasas a escala regional, propone el ligero flexionamiento de placas litosfricas que se supone se ha de producir cuando una placa cambia de latitud y por lo tanto, cambia su radio de curvatura.

1.5.- DISCONTINUIDADES El estudio y descripcin de las discontinuidades estratigrficas tiene diferentes aspectos, aunque en su conjunto formen un todo. En primer lugar esta el estudio y valoracin de los materiales que deberan estar presente si no existiera la interrupcin sedimentaria. Bajo este aspecto, estn los conceptos de discontinuidad y continuidad estratigrfica, es decir, la ausencia o no de una unidad cronoestratigrfica.


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Pero no solo hay que tener en cuenta los materiales que no se han sedimentado, sino tambin aquellos que han sido eliminados por la erosin. De aqu nacen los trminos: laguna, hiato, vaco erosional.

LAGUNA, HIATO, VACO EROSIONAL, DIASTEMA.

La ausencia, por no sedimentacin, de dichos materiales, que debieran encontrarse entre la base y el techo de una interrupcin sedimentaria, recibe el nombre de hiato o hiatus; pero si, adems durante este mismo lapso de tiempo hay erosin, se denomina laguna (ver fig.1.28). Si en el tiempo transcurrido entre la detencin de la sedimentacin y su posterior reinicio no ha habido ningn otro fenmeno en el rea de estudio, la laguna ser equivalente al hiato; pero si durante este mismo lapso de tiempo existi un proceso erosivo que ha eliminado parte de los materiales, la igualdad entre laguna e hiato no existir pues sern ms los materiales que no estn representados que los que abarca el tiempo de no sedimentacin. En la figura 1.28 estn representadas las dos posibilidades. Las formaciones X y Z delimitan respectivamente, la base y el techo de la interrupcin. El espacio E1 seria el que ocupase la formacin y si se hubiera sedimentado durante el tiempo ty, lo que representara en A al hiato.

LAGUNA = HIATO El espacio E2 se ha formado al haber sido eliminados por erosin los materiales del techo de la formacin X, dentro del tiempo ty; es decir, representa un vaco erosional.

Luego, en el punto B durante el mismo tiempo que en A, estn los espacios E1 y E2; as: LAGUNA = HIATO + VACIO EROSIONAL Se deduce que el trmino laguna tiene un contenido ms amplio que el de hiato:

LAGUNA > HIATO

Figura 1.28.- Concepto de Hiato, Laguna y Vaco Erosional.


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En el caso de que el tiempo transcurrido durante la interrupcin sedimentaria sea relativamente corta y que el vaco erosional sea igual a cero, la discontinuidad recibe el nombre de diastema. Las diastemas son pequeas interrupciones que resultan de los cambios normales en la sedimentacin, sin que suceda ningn cambio bsico en el rgimen general.

El caso extremo de un diastema lo constituyen los planos de estratificacin. En segundo lugar estn las relaciones entre el conjunto de estratos superior e inferior a la interrupcin sedimentaria. Bajo este aspecto quedan encuadrados los conceptos de concordancia y discordancia (paralelismo o no paralelismo), atendiendo principalmente al aspecto geomtrico. Teniendo esto en cuenta, aparecen los trminos de: paraconformidad o paraconcordancia, disconformidad y discordancia erosional.

En tercer lugar est la escala de observacin, que puede ser ms o menos local o genera lizada en toda la cuenca, con lo que introducimos todas las interrupciones debidas a variaciones en la superficie cubierta por el rea de sedimentacin.

Los principales caracteres de una discontinuidad estratigrfica son: Estratigrficos: es una interrupcin de la sedimentacin. Tectnicos: son la causa de muchas discontinuidades. Geomtricos: son los que ms resaltan y sirven de base para distinguir algunos

tipos. Cronolgicos: una discontinuidad indica la ausencia de materiales

representativos de un tiempo geolgico.

DISCORDANCIAS

Es muy difcil definir la discordancia en una simple frase. El concepto es complejo y necesita ser tratado desde varios puntos de vista. Se han utili zado, en distintas pocas, numerosos trminos, bien como sinnimos de discordancia o bien para denominar dos diferentes tipos de discordancia. Hay tres aspectos desta-cables: (1) Tiempo. Una discordancia se desarro lla durante un perodo de tiempo en el

que no se depositan sedimentos. Este concepto equipara sedimentacin y tiempo, y una discordancia representa tiempo no registrado.

(2) Depositacin. Cualquier interrupcin en la sedimentacin, ya sea larga o corta, es una discordancia. Este aspecto de la discordancia presupone una escala normalizada de deposicin completa. Por lo general, pueden determinarse las interrupciones sedimentarias ms importantes; sin embargo, pueden pasar desapercibidas otras menores, a no ser que se realice una investigacin muy detallada.

(3) Estructura. Estructuralmente, la discordancia puede considerarse como la estructura planar que separa rocas ms antiguas debajo de rocas ms jvenes, siendo la interrupcin como se defini en (1) y (2). Un plano de discordancia


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puede ser: una superficie de meteorizacin, de erosin o de denudacin, una superficie de no deposicin o posiblemente alguna combinacin de estos factores; y puede ser paralelo al estra to superior, formar un ngulo con ste o ser irregular. Subsiguientemente, los movimientos terrestres han podido plegarlo o fallarlo.

La discordancia indica un cambio de condiciones, bien temporales o permanentes. Puede tener que ver con un periodo orognico, con una transgresin o regresin marina, con un cambio de facies, con un cambio climtico y aun, algunas veces, con un cambio faunstco.

Se han utilizado las discordancias para establecer los lmites entre sistemas estratigrficos o las subdivisiones de stos, pero actualmente no presenta gran inters, ya que es prcticamente imposible conocer el intervalo de interrupcin representado. En realidad, cuando se estudia una secuencia completa, lo que se puede definir con mayor precisin es una lnea divisoria.

Se admiten cuatro tipos fundamentales de discordancia (Fig. 1.29 y 1.30):

Figura 1.29.- Tipos de discordancias estratigrficas.


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(1) Discordancia angular (fig. 1.29, 1.30, 1.31, 1.32 y 1.33). El conjunto de capas ms antiguas o inferiores buzan con diferente ngulo que las ms jvenes o superiores. Este hecho comprende tambin el caso donde estratos ms jvenes no plegados descansan sobre estratos ms viejos plegados. Las razones y los contactos pueden revelar influencias tectnicas y/o erosionales

(2) Discordancia paralela (fig. 1.29, 1.30 y 1.31) (disconformidad o paraconcordancia). La serie inferior y superior buzan con el mismo ngulo y la misma direccin; en realidad falta una formacin intermedia y la serie inferior y superior estn en una falsa concordancia.

(3) Discordancia no deposiciona l (diastema fig. 1.29). Tipo menor de discordancia, que representa un corto, a menudo local, periodo de no depositacin de sedimentos. Tales interrupciones slo pueden detectarse cuando es posible establecer una secuencia detallada de zonas fsiles o cuando puede reconocerse alguna caracterstica fsica; p. ej., una superficie perforada o un conglomerado intraformacional. Se utiliza para este tipo de discordancia los trminos de no-secuencia y diastema.

(4) Discordancia heteroltica o inconformidad. Este tipo surge cuando el sedimento se deposita en la parte superior de rocas gneas intrusivas o rocas metamorfizadas que han sido expuestas a la meteorizacin y erosin. Es discutible si este trmino debe extenderse al caso en el que los sedimentos se hayan depositados en la parte superior de los mantos de lava. Un paleorelieve es un tipo de discordancia heteroltica. En general el trmino ms utilizado para este tipo de discordancia es el de disconformidad.

Figura 1.30.- Discordancias elementales detectadas a lo largo de la perforacin de un pozo.


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Figura 1.31.- Este corte geolgico a travs del Gran Can de Colorado ilustra

los tres tipos bsicos de discontinuidades estratigrficas. Entre el grupo Unkar precmbrico inclinado y las areniscas Tapeats Cmbricas puede verse

una discordancia. Hay dos paraconformidades notables, por encina y por debajo de la caliza Redwall. Se produce una inconformidad entre las rocas

gneas y metamrficas del Inner Corge y los estratos sedimentarios del grupo Untar.

Figura 1.32.- Discordancia angular del Eoceno por transgresin marina en el borde oriental de la cuenca del lago de Maracaibo. Afloramiento Carretera El

Venado Agua Viva


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DiscordanciaArea de Coalescencia

Enrique Puche 2000 Figura 1.33.- Detalle de la discordancia angular del Eoceno por transgresin marina en el borde oriental de la cuenca del lago de Maracaibo. Afloramiento

Carretera El Venado Agua Viva Hay varios criterios para el reconocimiento de discordancias; entre ellos, cabe

mencionar los siguientes: a.- Angularidad entre los estratos; es un indicio directo de discordancia angular, el

cual puede ser observado a nivel de afloramiento o en los perfiles de buzamiento del subsuelo.

b.- Contraste pronunciado en el grado de metamorfismo; en este caso, es probable que las rocas menos metamorfizadas se hayan depositado en discordancia sobre secuencias que haban sufrido un proceso previo de metamorfismo.

c.- Contraste en la intensidad del plegamiento; Si en una regin se encuentran secuencias fuertemente plegadas en contacto o cercanas a unidades poco plegadas u horizontales, hay evidencias de una discordancia producto de algn proceso de naturaleza similar al explicado en el punto anterior.

d.- Diferencias en edad geolgica; el estudio de los fsiles puede indicar la ausencia de rocas de un periodo determinado, sealando as la presencia de una discordancia.

e.- Contraste de colores entre dos capas contiguas ; puede implicar condiciones ambientales muy diferentes de sedimentacin y, por ende, una discordancia.

f.- Conglomerado basal; frecuentemente, encima de una discordancia o superficie de erosin se encuentra una capa de conglomerado, debida a transgresiones marinas, la cual es denominada conglomerado basal.


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g.- Terminacin abrupta de estructuras (fallas o pliegues). h.- Diferencias importantes en el grado de compactacin de formaciones contiguas. Las discordancias son de inters en la Geologa del Petrleo por que pueden constituir bien sea trampas para la acumulacin de hidrocarburos, o bien sea rutas de disipacin de petrleo que de otro modo se hubiera entrampado.

a.- Sello por truncamiento: Las discordancias pueden servir como trampas cuando queda una roca impermeable (lutita) por encima de una arenisca o caliza permeable, truncadas por la discordancia (figura 1.34).

Figura 1.34.- Importancia de las Discordancias en Geologa del Petrleo.

b.- Trampa por acuamiento: Las areniscas que se acumulan por encima de una discordancia pueden constituir buenos yacimientos de hidrocarburos.

c.- Comunicacin de yacimientos: En el caso que una discordancia ponga en contacto dos estratos de roca almacn y la roca de abajo contenga petrleo, este puede migrar a la roca de arriba y constituir as dos yacimientos, siempre y cuando la capa superior sea impermeable y la estructura del rea permita la constitucin de una trampa. Existe un ejemplo importante de esto en el Lago de Maracaibo, en la discordancia Eoceno-Mioceno, la cual pone en contacto depsitos acumulados en las areniscas C de la Formacin Misoa con areniscas de la seccin basal de la Formacin La Rosa.

d.- Trampas por taponamiento asfltico: Los hidrocarburos que migren durante el perodo de erosin que representa la discordancia, pueden perder sus componentes voltiles por evaporacin o sufrir la eliminacin de componentes livianos por accin de las bacterias (biodegradacin). Es estos casos, se forman tapones asflticos que pasan a ser una trampa de tipo estratigrfico para crudo que migre posteriormente. Este efecto ha sido reportado comnmente en los campos costaneros del antiguo Distrito Bolvar, en la Costa Oriental del Lago de Maracaibo.


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ESQUISTOSIDAD Y FOLIACIN

Ambos trminos estn relacionados con el proceso de Metamorfismo, y poseen el mismo origen. La esquistosidad es una hojosidad (presentacin de las rocas en forma de hojas de un libro) en la cual todas las hojas tienen la misma composicin, sin que tengan alguna relacin definida con la estratificacin original de las rocas (figura 1.35).

Por su parte, la foliacin es una hojosidad tal que las hojas son de composicin distinta (alterna) y sin que tengan ninguna relacin definida con la estratificacin. Por ejemplo, una roca metamrfica con alternancia entre lminas de minerales micceos y, finas capas de cuarzo (esquistos micceos), o bandas de cuarzo y feldespato (gneises).

Figura 1.35.- Disposicin de la esquistosidad en un pliegue. A: Esfuerzo mximo; B: medio; C: mnimo.

La esquistosidad acompaa generalmente al plegamiento. Los planos de esquistosidad son paralelos al plano axial de los pliegues, lo cual significa que la componente mxima del vector de los esfuerzos generadores del pliegue, es perpendicular al plano de esquistosidad. La figura 1.35 corresponde a un caso en el cual el esfuerzo mximo A coincidi inicialmente con el plano del estrato; despus de la deformacin, A es perpendicular al plano axial y, en consecuencia, a la nueva lineacin, esquistosidad o foliacin. Cuanto ms competente sea una roca, ms paralela es la esquistosidad (figura 1.35); y cuanto ms incompetente, ms tienden a converger los planos de esquistosidad hacia el ncleo del pliegue, tanto si se trata de un anticlinal como de un sinclinal (figura 1.36).


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Figura 1.36: Orientacin de las capas segn la relacin esquistosidad/estratificacin.

No todas las rocas son igualmente sensibles al desarrollo de la esquistosidad;

las rocas plsticas (lutitas, margas) se transforman con ms facilidad en esquistos que las rocas rgidas (calizas, figura 1.35).

Figura 1.37: Refraccin de la esquistosidad (se endereza en los estratos competentes).

En la alternancia de esquistos margosos y esquistos calcreos mostrados en la figura anterior, la esquistosidad est desviada hacia la perpendicular a la estratificacin en las capas duras. Tal fenmeno se conoce como refraccin de la esquistosidad.

ALINEACIONES Y BUDINES

Las alineaciones (figura 1.38) corresponden al crecimiento de minerales producidos por el proceso de metamorfismo, presentndose en forma de vetas o bandas en las rocas. Las venillas de cuarzo son un ejemplo clsico de lo aqu


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mencionado. Las alineaciones, bien sea de minerales de neoformacin por el proceso de metamorfismo (anfboles), o de minerales preexistentes (cuarzo, calcita), son consecuencia del hecho que un cristal, sometido a un esfuerzo y rodeado de un fluido con el cual est en equilibrio qumico, tiende a disolverse en las caras que soportan la presin ms fuerte, y a desarrollarse en la direccin de las caras que soportan la presin ms dbil. En este sentido, la direccin del esfuerzo mnimo al cual ha sido sometida la roca, es paralela a la direccin de la alineacin.

Figura 1.38.- Alineaciones Los budines representan una estructura poco comn en la naturaleza, originada por esfuerzos tensionales. El estiramiento de un estrato competente a lo largo de la direccin de los planos de estratificacin da lugar a grietas de tensin o a cuellos, los cuales pueden posteriormente rellenarse de material lateral incompetente. La apariencia usual es la de una cuerda de chorizos (Figura 1.39).

Figura 1.39.- Origen de los budines.

Estas estructuras se observan preferentemente en rocas metamrficas, en las

cuales generalmente los budines estn const ituidos por cuarzo o calcita.


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LAS REPRESENTACIONES GRFICAS DE LAS ESTRUCTURAS LINEALES

Las estructuras geolgicas, particularmente aquellos elementos constituyentes de las mismas que son de carcter lineal, pueden ser representadas de varias maneras. La ms simple es a travs del uso de un mapa geolgico, sobre el cual se transporta la direccin del rumbo, y se indica el buzamiento con una lnea perpendicular a la lnea de rumbo (sentido, norte o sur) y un nmero (valor del ngulo). Otras dos formas, corresponden a un histograma, transportando sobre las accisas las direcciones de alineacin (rumbo) y sobre las ordenadas el nmero de medidas; o un rosetn, transportando el nmero de medidas segn una escala constante sobre unas lneas rectas radiales que tienen direcciones preestablecidas, de 10 en 10, por ejemplo (Figura 1.40).

Un problema que presentan estos dos mtodos, es el que ninguno permite la inclusin del valor y sentido del buzamiento o inclinacin de la alineacin; es decir, que ambos suponen que los vectores son horizontales o subhorizontales. Un tipo de representacin que permite situar la alineacin en tres dimensiones est dado por las redes o falsillas, tanto de Wulff (ms utilizada) como de Schmidt (Figura 1.41)

Figura 1.40.- Mtodos de representacin de alineaciones: A. Histograma; B. Rosetn.

Figura 1.41.- Redes para proyecciones estereogrficas: A. Red de Wulff; B. Red de Schmidt.


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Para la representacin de valores de rumbo y buzamiento sobre la red de Wulff, se hace girar un papel transparente encima de la falsilla, la cual se deja inmvil. Se usa como eje el centro de la red. Para representar una alineacin de rumbo a y buzamiento , se rota el papel transparente en un ngulo igual a a y sobre el eje NS (norte-sur) se marca el valor ; se sita entonces el transparente en su posicin original, hacindolo girar un ngulo +a; el punto se encontrar en su posicin (Figura 1.42).

Se debe recordar que los rumbos estn referidos de 0 a 360 en el sentido de las agujas del reloj (de izquierda a derecha). Para situar un punto, se har girar el transparente en sentido inverso a las agujas del reloj. Esta claro que las direcciones del rumbo se cuentan en grados, en el crculo exterior de la red. En el caso del buzamiento, se conoce que para cada direccin determinada del rumbo, hay dos familias de buzamientos, uno hacia el norte y otro hacia el sur. Los buzamientos hacia el norte estarn representados por un punto en la mitad superior de la falsilla, y hacial el sur en la parte inferior. Para saber el valor del ngulo de buzamiento, se rota el transparente al eje NS, lnea sobre la cual se cuenta desde 0 en el polo, hasta 90 en el ecuador de la esfera correspondiente a la red.

La lectura de valores representados sobre la plantilla, requiere rotar el transparente en el sentido de las agujas del reloj, hasta el eje NS. El valor a de esta rotacin representa el rumbo de la estructura, y el ngulo ledo sobre el eje NS dar el valor del buzamiento.

En la Figura 1.42, parte A, se muestra la representacin de los valores indicados en el histograma y el rosetn de la Figura 1.40. Se reconoce que la direccin principal del rumbo est entre 20 y 30 (NNE-SSO), tal y como se vio sobre todo en el rosetn; adicionalmente, se incluye el valor de buzamiento de 30 al sur, imposible de representar en los diagramas anteriormente referidos.

La red de Schmidt posibilita representaciones de reas con la misma densidad de puntos, los cuales se separan luego por curvas cerradas. El conjunto representa la reparticin estadstica de las alineaciones. Su construccin y uso, no ser explicado aqu.


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1.6. PRINCIPIOS BSICOS DE ESTRATIGRAFIA

Es una rama de las ciencias geolgicas a la que concierne la descripcin, organizacin y la clasificacin de las rocas sedimentarias (o volcnicas) estratificadas (dispuestas naturalmente en capas o estratos). Se ocupa del estudio de las posiciones de las rocas en el tiempo (disposicin vertical) y en el espacio (distribucin horizontal), as como de sus correlaciones entre lugares diferentes, utilizando mtodos litolgicos, biolgicos, cronolgicos y sedimentolgicos. Este tema de estudio fue iniciado en Inglaterra por William Smith, que realiz el primer mapa geolgico de Inglaterra (1815), en Francia por Georges Cuvier y Brongniart y en Italia por Steno. Estas investigaciones se basaban, y siguen hacindolo, en tres principios fundamentales. El primero, la ley de superposicin, establece que en una sucesin de rocas sedimentarias que no haya sido perturbada en exceso, las capas superiores son las ms recientes. El segundo, que es el principio de la horizontalidad original, enuncia que las capas de sedimento se depositan en general en una posicin horizontal; estos permiten una apreciacin del cambio de las condiciones ambientales con el tiempo. El tercero, que los estratos de roca se caracterizan por su contenido de fsiles, facilita el seguimiento de las capas en el terreno entre distintos afloramientos. La variacin observada entre las formas de vida

Figura 1.42.- Diagrama de las alineaciones correspondientes a la Figura 1.39: A. Red de Wulff; B. Red de Schmidt


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en las series de rocas llev al desarrollo, durante el siglo XIX, de la columna estratigrfica, una tabla basada en las sucesiones de rocas a lo largo del tiempo geolgico. La dilucidacin de las propiedades de las sucesiones sedimentarias permite la reconstruccin de las geografas del pasado. Cuando se incluyen en el estudio las rocas gneas y las rocas metamrficas asociadas, el campo de la estratigrafa se extiende tanto que se convierte en la historia de La Tierra registrada en las rocas. CLASIFICACIN DE UNIDADES ESTRATIGRFICAS

Las rocas presentan muchas propiedades diferentes, tal y como su litologa, contenido de fsiles, polaridad magntica, caractersticas elctricas, respuesta ssmica, composicin qumica o mineralgica, etc., y es posible clasificarlas de acuerdo a alguna de ellas.

Un estratotipo (seccin tipo) es un intervalo especfico, o un punto de localizacin precisa en una secuencia especfica de estratos de rocas, que constituye el patrn o estndar para la definicin y caracterizacin de una unidad estratigrfica.

Una Unidad Estratigrfica representa un cuerpo de roca que se reconoce como una entidad distintiva, sobre la base de alguna propiedad especfica de ese cuerpo de roca. Las siguientes tres clases de unidades formales son las ms conocidas y usadas.

Unidades Litoestratigrficas

Son unidades jerrquicas basadas sobre las propiedades litolgicas observables y distintivas de los cuerpos de rocas, o una combinacin de propiedades litolgicas y sus relaciones estratigrficas. Estas unidades son: Grupo (dos o ms formaciones); Formacin (Unidad Litoestratigrfica bsica); Miembro (entidad litolgica dentro de una Formacin); Estrato o Capa (entidad litolgica dentro de un Miembro). La unidad formal bsica de la clasificacin Litoestratigrfica es la Formacin (Unidad geolgica mapeable (cartografiable a la escala mnima de 1:25000), que representa un cuerpo de rocas claramente identificable por sus caractersticas litolgicas y por su posicin estratigrfica, y representa la nica unidad formal que permite la divisin de una columna estratigrfica, sobre la base de su litologa). La Formacin tiene una Localidad Tipo donde existe una Seccin Tipo que coincide con la zona de Mximo Espesor y donde se observa la Base y el Techo. En las figuras 1.43 y 1.44 se ilustran ejemplos de representacin de columnas y unidades litoestratigrficas.


1- 36

Figura 1.43.- Ejemplo de columna litoestratigrfica del Cretcico temprano de la cuenca del lago de Maracaibo.

Figura 1.44.- Ejemplo de clasificacin y de correlacin litoestratigrfica entre

unidades internamente a la misma cuenca de sedimentacin.

Formacin Maraca (Espesor 30 m): Caliza macrofosilfera.

Formacin La Luna (Espesor 100 m): Lutita calcrea orgnica

Formacin Lisure (Espesor 170 m). Areniscas calcreas.

Formacin Apn (Espesor 300 m): Calizas.


1- 37

Unidades Bioestratigrficas

Son unidades basadas sobre el contenido de fsiles de los cuerpos de rocas. Pueden estar basadas en un taxn sencillo, o una combinacin de taxa de fsiles. Se distinguen de otros tipos de unidades estratigrficas, en que los restos de fsiles que la definen, poseen cambios evolucionarios en el tiempo geolgico, que son tan especficos que no se repiten en el registro estratigrfico. La unidad bioestratigrfica es la Biozona que se define como un estrato o conjunto de estratos caracterizados por los fsiles contenidos o por su carcter paleontolgico; segn esto, se deduce que puede englobar varias litologas diferentes. La potencia de una Biozona puede varias del espesor de un estrato centimtrico a cientos de metros, con tal de que las caractersticas que han servido para su definicin no varen. Los principales tipos de Biozonas son: Cenozona o Zona de Asociacin (Assemblage Zone) Acrozona o Zona de Distribucin (Range Zone) Acrozona Concurrente o Zona de Distribucin Concomitante (Concurrent Range

Zone) Zona Culminante o de Mxima Frecuencia o Evolucin (Acme Zone).

La figura 1.45 ilustra un ejemplo de Columna Bioestratigrfica; mientras que la figura 1.46 ilustra la diferencia entre el concepto de biozona y cronozona.

Figura 1.45.- Ejemplo de Columna Bioestratigrfica

BIOZONA DE RUDISTAS

UNIDAD

X Y

Z

BIOZONA DE CIBICIDES

BIOZONA DE AMONITES


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Figura 1.46.- Diferencia entre unidad bioestratigrfica y unidad cronoestratigrfica.

Unidades Cronoestratigrficas

Son unidades basadas sobre el tiempo geolgico de formacin de los cuerpos de rocas. Reciben los nombres formales de Eonotema, Eratema, Sistema, Serie, Piso y Cronozona. La unidad de tiempo geolgico durante el cual se form la unidad cronoestratigrfica y referida a la escala del tiempo de la Tierra, recibe el nombre de unidad Geocronolgica con las denominaciones equivalentes a las anteriores que son: Eon, Era, Perodo, Epoca, Edad y Cron.

De esta manera se entiende que la diferencia entre las unidades cronestratigrficas y las geocronolgicas consiste en que la primera se usa para trabajos locales de poca extensin o dentro de una cuenca de sedimentacin, mientras que, la segunda se ha construido correlacionado todas las reas terrestres conocidas para saber cual secuencia cronoestratigrfica hubiese sido idnea para representar esa edad de la Tierra.

En la figura 1.47 se han representado las relaciones que existen entre las unidades litoestratigrficas, bioestratigrficas y cronoestratigrficas. En ella, las lneas continuas marcan los lmites litolgicos, mientras que las lneas gruesas a trazos delimitan las unidades cronoestratigrficas. Las tramas de cuadros representan diferentes tipos de biozonas

En la figura 1.48 se representa la columna estratigrfica del subsuelo del Lago de Maracaibo con los fsiles marcadores de algunas formaciones relevantes.


1- 39

Figura 1.47.- Relaciones entre las diferentes unidades estratigrficas.


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Figura 1.48.- Ejemplo de Columna Estratigrfica.

COLUMNA ESTRATIGRAFICA DEL LAGO DE MARACAIBOCOLUMNA ESTRATIGRAFICA DEL LAGO DE MARACAIBO

EDADEDAD FORMACIONFORMACION

LA ROSALA ROSA

PAUJIPAUJI

MISOAMISOA

GUASAREGUASARE

COLON /COLON /MITO JUANMITO JUAN

MIEMBROMIEMBROSOCUYSOCUY

LA LUNALA LUNA

MARACAMARACA

LISURELISURE

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RIO NEGRORIO NEGRO

BASAMENTOBASAMENTO

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FOSILES MARCADORESFOSILES MARCADORES

MOLDES DEMOLDES DEPLANCTONICOSPLANCTONICOS

EPONIDESEPONIDES--1717

GUMBELINAGUMBELINA--22MARGINULINAMARGINULINA--44

BOLIVINABOLIVINA--1010CIBICIDESCIBICIDES--1616

DISCORBISDISCORBIS --44ROTALIAROTALIA --66CRISTELLARIACRISTELLARIA--1212

HAPLOPHRAGMOIDESHAPLOPHRAGMOIDES1 VAR1 VAR

TROCHAMMINATROCHAMMINA--11CIBICIDESCIBICIDES--55TEXTULARIATEXTULARIA--55

TEXTULARIATEXTULARIA--1919AMMOBACULITES SPAMMOBACULITES SPCASSIDULINACASSIDULINA--44ROTALIAROTALIA--3/GLOBIGERINA3/GLOBIGERINA --3?3?

GRAFICOS DE FOSILESGRAFICOS DE FOSILES


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CLASIFICACIN DE FACIES SEDIMENTARIAS Y CORRELACIONES

En estratigrafa, el trmino Facies significa el aspecto, la naturaleza, o alguna manifestacin de la caracterstica (generalmente reflejando las condiciones de origen) de una roca o un constituyente especfico de esas rocas.

En geologa, este trmino ha sido empleado en un sentido ms amplio, para expresar el ambiente de depositacin o de formacin (facies deltica, facies marina, facies volcnica), la composicin litolgica (facies de areniscas, facies de calizas, facies de capas rojas), una asociacin geogrfica o climtica (facies boreal, facies tropical, facies Alemana), la concentracin de fsiles (facies graftoltica, facies de conchas), la asociacin tectnica (facies orognica, facies de geosinclinal), y el grado metamrfico.

Al usar este trmino, es deseable establecer con claridad el tipo especfico de facies al cual se hace referencia; litofacies, biofacies, facies metamrfica, tectonofacies, etc. El trmino facies no implica una distribucin espacial, sino que alude al conjunto de caractersticas observables en un grupo de estratos (composicin, textura, color, estructuras sedimentarias y fsiles).

DIVISIN

Del punto de vista estratigrfico, las facies se dividen en:

1.- Litofacies: Caractersticas litolgicas que definen a un grupo de estratos o al conjunto de caractersticas fisicoqumicas que predominaron durante la depositacin de los mismos.

2.- Biofacies: Caractersticas paleontolgicas de los materiales, las cuales son el reflejo de las condiciones biolgicas predominantes durante la depositacin.

3.- Microfacies: Caractersticas litolgicas y paleontolgicas en secciones finas.

4.- Tectofacies: Grupo de estratos depositados bajo las mismas condiciones de comportamiento tectnico de una regin.

CLASIFICACIN 1.- Facies Descriptivas o Empricas: Conjunto de caractersticas litolgicas y

paleontolgicas de una unidad o grupo de estratos. Ejemplos, facies de calizas oolticas, facies de radiolaritas y margocalizas, etc. Es la ms comnmente utilizada en geologa, por ser la que mejor se adapta al concepto de facies.

Aspectos Descriptivos Litolgicos: Abundancia de diversos componentes, textura, estructuras sedimentarias y color. Criterios Paleontolgicos: Abundancia de fsiles, tipos de organismos, abundancia relativa de los mismos.


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2.- Facies Interpretativas: Materiales depositados bajo unas condiciones determinadas, deducidas a travs del estudio de su litologa y contenido paleontolgico.

2.a.- Materiales depositados en un ambiente sedimentario especfico; Ejemplo, facies delticas, lacustres, evaporticas, fluviales.

2.b.- Aspectos geoqumicos del depsito: Ejemplo, facies euxnicas, siderolticas, oxidantes, etc. (funcin del pH y el Eh).

2.c.- Aspectos paleogeogrficos y condiciones tectnicas; ejemplo, facies de plataforma, geosinclinales, postorognicas.

3.- Facies Cronoestratigrficas: Caractersticas litolgicas y paleontolgicas

ligadas a una edad. 4- Facies Mixtas: Combinaciones de las tres antes descritas; Ejemplo, facies de

calizas lacustres. 5.- Subfacies: Trmino utilizado como una subdivisin de las facies, en sentido ms

gentico que descriptivo; por ejemplo, Subfacies de Abanico de Rotura; Subfacies de Meandro Abandonado.

6.- Facies Ispicas y Facies Heterpicas: Las Facies Ispicas, son las facies

que corresponden al mismo ambiente aunque no sea contemporneas como por ejemplo la depositacin de barras de canales a distinto niveles y con distintas edades. Las Facies Heterpicas, son coevales pero de ambiente distinto. Un ejemplo son las que corresponden a las rocas formada en las regiones nertica, y batial del mismo mar, o al biohermo, que se desarrollan simultneamente, es decir sincrnica a la sedimentacin de arcilla, que dan lugar a cambios laterales de facies, pasndose insensiblemente de unas a otras, o bien de forma ms o menos brusca. Cuando se puede observar esta situacin lateral de una facies por otras es fcil establecer el sincronismo de dos distintas (fig.1.49); pero en el caso contrario, que suele ser el ms frecuente, la sincronizacin de facies distintas tiene que resolverse por mtodos indirectos o mediante criterios paleontolgicos establecidos.


1- 43

Figura 1.49.- Los cambios laterales de facies dificultan la sincronizacin de dos series estratigrficas con facies heterpicas. Cuando se puede observar el paso de una facies a otra (como ocurre en la parte central del esquema), el

problema se resuelve fcilmente, pero en el caso de no disponer sino de las dos series aisladas de los extremos, la equivalencia de los trminos D + E con

el E habra de establecerse indirectamente, teniendo en cuenta que estn limitados por los mismos trminos de la serie: C y G (suponiendo previamente identificados G con G1). Los estratos B que no aparecen en la columna de la

derecha se dice que han quedado acuados entre los A y C. CORRELACIONES

La palabra correlacin significa la relacin recproca entre dos o ms cosas. En estratigrafa, el concepto de correlacin se utiliz desde un principio en el sentido de equivalencia de edad entre diferentes materiales, puesto que el tiempo es el parmetro bsico para relacionar de forma recproca todos los procesos que estudia la estratigrafa. En la actualidad, el concepto de correlacin se usa, segn los autores, con un sentido ms amplio.

La causa de esta falta de unanimidad, surge en el momento en que para establecer una relacin hay que definir los trmino de comparacin.

En Estratigrafa se comparan los materiales que forman la corteza terrestre, pero es imposible correlacionarlos a la vez debido a su heterogeneidad, espesores y superficie abarcada. Por ello hay que dividirlo en partes, y estas, son las unidades estratigrficas.


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La aplicacin estricta al comparar entre s exclusivamente algunas de estas unidades, puede llevar a corre laciones entre conjuntos de estratos de diferente edad.

Por lo tanto, todo aquello que pueda demostrar la equivalencia de dos unidades estratigrficas, ser un criterio de correlacin estratifica. Los hechos sobre los que se basan estos criterios, se agrupan en dos grandes conjuntos: Fsicos y biolgicos. Los criterios fsicos estn fundamentados en las caractersticas litolgicas de los materiales o en propiedades mensurables de los mismos; mientras que los criterios biolgicos se basan en el estudio de los fsiles que contienen los estratos. Aunque el uso de cualquier tcnica de correlacin estratigrfica tiene un fondo de equiparacin temporal los criterios fsicos, por su naturaleza, relacionan unidades litoestratigrficas; mientras que los criterios biolgicos unidades bioestratigrficas.

Criterios Fsicos

Se pueden dividir en cinco grandes grupos: - Criterios geomtricos o autocorrelacin - Criterios puramente litolgicos, tanto de campo como

mineralgcos; - Criterios basados tanto en propiedad de componentes de las

rocas (paIeomagntismo, radioisotopos) como en variaciones sedimentarias (secuencias);

- Criterios geofsicos: de superficie o en perforaciones; - Criterios basados en teledeteccin.

Criterio Paleontolgico

La presencia de fsiles caractersticos, en un estrato proporciona el criterio ms seguro para su correlacin a distancia, con la enorme ventaja que el nivel estratigrfico as definido puede reconocerse aunque presente acusadas diferencias litolgica o aunque su pontencia (o espesor) sea muy distintos entre la serie de estrato, como ocurre en el nivel C de la figura 1.50 que a continuacin se presenta.

Un fsil gua puede ser una especie, gnero, etc., identifica con su presencia los estratos de determinada edad. Un fsil gua debe reunir las siguientes caractersticas:

- Ser fcilmente reconocible y distinguible del resto, - Estar restringida su vida a un corto lapso de tiempo (verticalmente), - Tener una amplia distribucin geogrfica (horizontalmente), - Adaptarse a una amplia gama de ambientes y - Estar representado por abundantes ejemplares.


1- 45

Figura 1.50.- Correlacin de tres columnas estratigrficas A, B, C, sin cone-xin directa. Para ello se utilizan los niveles gua: a, conglomerado de base.

y f, nivel de margas rojas, fcilmente identificables en las tres columnas. Tambin se ha identificado el nivel c, de calizas fosilferas, aunque en las tres columnas tiene desarrollo vertical distinto. Los otros niveles quedan definidos

al estar comprendidos entre dos previamente identificados. En realidad, no son muchos los fsiles que cumplen todos estos requisitos, por lo que la correlacin a bases de fsiles guas no es fcil de llevar a cabo de forma continua. Las unidades bioestratigrficas, en que se basa este tipo de correlacin son las acrozonas o zonas de distribucin (Range Zone). Otros mtodos de correlacin mediante fsil nico es el establecimiento de una serie filogentica conociendo todos los estadios de transicin de un gnero. Segn Perconing (1975):cada serie filogentica puede considerarse como una especie de columna estratigrfica en la cual los fragmentos aislados que la componen pueden servir para correlaciones. Criterios Geofsicos Generales En el caso de que las unidades a correlacionar no afloren o aflo ren parcialmente hay que recurrir a mtodos indirectos para el reconocimiento de dichas unidades, as como sus posibles variaciones tanto de espesor como de facies. Debido a que estos mtodos se basan en la medicin de unos parmetros fsicos de los materiales, tales como resistividad, porosidad, permeabilidad, densidad, etc., de los que depende la respuesta a ciertos estmulos como la electricidad, rayos gamma u ondas acsticas, se le denominan mtodos geofsicos. Dichos mtodos se pueden utilizar tanto desde la superficie (mtodos geofsicos convencionales) como a travs de las perforaciones (testificacin de pozos) (ver fig.1.51).


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Criterios Geofsicos en perforaciones

Aunque de una forma ideal, la realizacin de un sondeo permite ob tener la sucesin litolgica completa en el punto de la perforacin. En la realidad, la mayor parte de las veces, o debido a problemas tcnicos no es posible recuperar el testigo en su totalidad, o bien las muestras que llegan a la superficie estn alteradas o no son totalmente representativas de la litologa atravesada. Dado el elevado coste de realizacin, hay que sacar el mximo partido posible de cada perforacin, por ello, no slo se deben estudiar los testigos, sino tambin obtener toda la informacin posible de las caractersticas fsicas y geomtricas de las unidades atravesadas. La obtencin por medios indirectos de estas caractersticas en las perforaciones se llama testificacin. Utilizando la nomenclatura francesa, esta operacin y sobre todo, el resultado, se denomina Diagrafa.

Las principales ventajas que aportan las diagrafas son: Aspecto contino de la informacin. Carcter objetivo, fiel, preciso, repetitivo, inalterable y cuantificable de las

informaciones recibidas. Correcta ubicacin en profundidad de las variaciones de los parmetros

medidos.

Figura 1.51.- Correlacin de pozo a pozo mediante las curvas de potencial espontneo y de resistividad para localizar los distintos acuamientos de las

areniscas. En el pozo 1, a la derecha, tenemos tres niveles arenosos productores que se van adelgazando hacia la izquierda en el pozo 2 y que

finalmente desaparecen en el pozo 3 en el cual queda una capa delgada de la arena superior.

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MEDICIN RADIOMTRICA DEL TIEMPO GEOLGICO

En esta seccin, estudiaremos brevemente la radioactividad y su aplicacin en la datacin radiomtrica. Recordemos que cada tomo tiene un ncleo, que contiene protones y neutrones, y que alrededor del ncleo orbitan los electrones. Los electrones tienen una carga elctrica negativa y los protones tienen una carga positiva. Un neutrn es en realidad una combinacin de un protn y un electrn combinados, pues no tiene carga (es neutro).

El nmero atmico (el nmero que identifica cada elemento) es el nmero de protones que tiene en su ncleo. Cada elemento tiene un nmero diferente de protones y, por, tanto, un nmero atmico diferente (hidrgeno = 1, carbono = 6, oxgeno = 8, uranio = 92, etc.). Los tomos de un mismo elemento tienen siempre el mismo nmero de protones, de manera que el nmero atmico se mantiene constante.

Prcticamente toda la masa de un tomo (99,99%) se encuentra en el ncleo, lo que indica que los electrones no tienen prcticamente masa. As pues, sumando los protones y los neutrones del ncleo de un tomo obtenemos el nmero atmico del tomo. El nmero de neutrones puede variar, y esas variantes, o istopos tienen diferentes nmeros msicos.

Para resumir con un ejemplo, el ncleo del uranio tiene siempre 92 protones, de manera que su nmero atmico es siempre 92. Pero su poblacin de neutrones vara, de modo que el uranio tiene tres istopos: uranio 234 (protones + neutrones = 234), uranio-235 y uranio-238. Todos estos istopos estn mezclados en la naturaleza. Tienen el mismo aspecto y se comportan igual en las reacciones qumicas. RADIACTIVIDAD

Las fuerzas que unen los protones y los neutrones en el ncleo suelen ser fuertes. Sin embargo, en algunos istopos, los ncleos son inestables porque las fuerzas que unen los protones y los neutrones no son lo bastante fuertes. Como consecuencia, los ncleos se descomponen, o desintegran, espontneamente en un proceso denominado radiactividad.

Qu ocurre cuando se descomponen los ncleos inestables? En la figura 1.52 se ilustran tres tipos comunes de desintegracin radiactiva, que pueden resumirse como sigue:

1. Pueden emitirse partculas alfa (partculas (a) del ncleo. Una partcula alfa est compuesta por dos protones y dos neutrones. Por tanto, la emisin de una partcula alfa significa que el nmero msico del istopo se reduce en 4 y el nmero atmico en 2.


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2. Cuando se expulsa una partcula beta (partcula ), o electrn, de un ncleo, el nmero msico se mantiene inalterado, porque los electrones prcticamente no tienen masa. Sin embargo, dado que los electrones proceden de un neutrn (recordemos que un neutrn es una combinacin de un protn y un electrn), el ncleo contiene un protn ms que antes. Por consiguiente, el nmero atmico aumenta en 1.

3. A veces un electrn es capturado por el ncleo (radiacin gama ?). El electrn se combina con un protn y forma un neutrn. Como en el ltimo ejemplo, el nmero msico se mantiene invariable. Sin embargo, dado que el ncleo contiene ahora un protn menos, el nmero atmico disminuye en 1.

Se denomina padre al istopo radiactivo inestable e hijo a los istopos que resultan de su desintegracin. La figura 1.53 proporciona un ejemplo de desintegracin radiactiva.

Figura 1.52.- Los tres tipos comunes de desintegracin radiactiva.


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Figura 1.53.- Ejemplo de desintegracin radiactiva. Partiendo del U-238 se llega al Pb 206.

Puede verse que, cuando el radoistopo padre, el uranio-238 (nmero atmico 92, nmero msico 238) se descompone sigue una serie de etapas, emitiendo 8 partculas alfa y 6 partculas beta antes de convertirse finalmente en el istopo hijo estable, el plomo206 (nmero atmico 82, nmero msico 206). Uno de los radioistopos hijo producidos durante esta serie de descomposicin es el radn.

Por supuesto, una de las consecuencias ms importantes del descubrimiento de la radiactividad es que proporcion un medio fiable para calcular la edad de las rocas y los minerales que contienen istopos radiactivos concretos. El procedimiento se denomina datacin radiomtrica. Por qu es fiable la datacin radiomtrica? Porque las velocidades de desintegracin de muchos istopos se han medido con precisin y no varan bajo las condiciones fisicas que existen en las capas externas de la Tierra. Por consiguiente, cada istopo radiactivo utilizado para datacin ha estado desintegrndose a una velocidad fija desde la formacin de las rocas en las que aparece, y los productos de su descomposicin se han estado acumulando a una velocidad equivalente.

Por ejemplo, cuando el uranio se incorpora en un mineral que cristaliza a partir de un magma, no existe plomo (el istopo hijo estable) procedente de una desintegracin previa. El "reloj" radiomtrico empieza en ese momento.


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A medida que se desintegra el uranio de ese mineral recin formado, van quedando atrapados los tomos del producto hijo y acaban acumulndose cantidades medibles de plomo.

PERIODO DE SEMIDESINTEGRACIN

El tiempo necesario para que se desintegre la mitad de los ncleos de una muestra se denomina periodo de semidesintegracin del istopo. El periodo de semidesintegracin es una forma comn de expresar la velocidad de desintegracin radiactiva. En la figura 1.54 se ilustra lo que ocurre cuando un radioistopo padre se descompone directamente en el istopo hijo estable.

Figura 1.54.- La curva de desintegracin radiactiva muestra un cambio que es

exponencial. Despus de un periodo de semidesintegracin queda la mitad del precursor radiactivo. Despus de un segundo perodo, queda una cuarta parte

de progenitor, y as sucesivamente.

Cuando las cantidades del padre y del hijo son iguales (proporcin 1/1), sabemos que ha transcurrido un periodo de semidesintegracin. Cuando queda una


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cuarta parte de los tomos del radioistopo padre original y las tres cuartas partes se han desintegrado para producir el istopo hijo, la proporcin padre/hijo es 1/3 y sabemos que han transcurrido dos vidas medias.

Despus de tres vidas medias, la proporcin de tomos del padre a tomos del hijo es de 1/7 (un tomo padre por cada siete tomos hijos).

Si se conoce el periodo de semidesintegracin de un istopo radiactivo y puede determinarse la proporcin padre/hijo, puede calcularse la edad de la muestra. Por ejemplo, supongamos que el periodo de semidesintegracin de un istopo inestable hipottico es de un milln de aos y la proporcin padre/hijo de la muestra es 1/15, dicha proporcin Indica que han transcurrido cuatro periodos de semidesintegracin y que la muestra debe tener 4 millones de aos. DATACIN ABSOLUTA CON RADIOACTIVIDAD

Obsrvese que el porcentaje de tomos radiactivos que se descomponen durante un periodo de semidesintegracin es siempre el mismo: 50 por ciento. Sin embargo, el nmero real de tomos que se descomponen con cada periodo de semidesintegracin disminuye continuamente. Por tanto, a medida que disminuye el porcentaje de tomos del radioistopo padre, aumenta la proporcin de tomos del istopo hijo estable, coincidiendo exactamente el aumento de tomos hijo con la cada de los tomos padre. Este hecho es la clave para la datacin radiomtrica.

De los muchos istopos radiactivos que existen en la naturaleza, cinco han demostrado ser particularmente tiles para proporcionar edades radiomtrcas de las rocas antiguas (Tabla 1.1). El rubidio-87, el torio-232 y los dos istopos del uranio se utilizan slo para la datacin de rocas que tienen millones de aos de antigedad, pero el potasio-40 es ms verstil.

Tabla 1.1

Istopos utilizados frecuentemente en la datacin radiomtrica.


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Potasio-argn

Aunque el periodo de semidesintegracin del potasio-40 es de 1.300 millones de aos, las tcnicas analticas posibilitan la deteccin de cantidades muy bajas de su producto estable de desintegracin, el argn-40, en algunas rocas que tienen menos de 100.000 aos. Otra razn importante para su uso frecuente es que el potasio es un constituyente abundante de muchos minerales comunes, en particular las micas y los feldespatos.

Aunque el potasio (K) tiene tres istopos naturales, K39, K40 y K41, slo el K40 es radiactivo. Cuando se desintegra, lo hace de dos maneras. Aproximadamente el 11 % cambia a argn-40 (Ar4O) por medio de captura electrnica. El 89% restante del K40 se descompone en calcio-40 (Ca4O) mediante emisin beta. La descomposicin del K40 a Ca40, sin embargo, no es til para la datacin radiomtrica, porque el Ca40 producido por desintegracin radiactiva no puede distinguirse del calcio que poda estar presente cuando se form la roca. El reloj potasio-argn empieza a funcionar cuando los minerales que tienen potasio cristalizan a partir de un magma o se forman dentro de una roca metamrfica. En este momento, los nuevos minerales contendrn K40, pero carecern de Ar4O, porque este elemento es un gas inerte que no se combina qumicamente con otros elementos. Conforme pasa el tiempo, el K40

se descompone continuamente por captura electrnica. El Ar40 producido por este proceso permanece atrapado dentro del retculo cristalino del mineral. Dado que no haba Ar40 cuando se form el mineral, todos los tomos hijos atrapados en el mineral deben proceder de la descomposicin del K4O. Para determinar la edad de una muestra, se mide con precisin la proporcin K40/Ar4O y se aplica el periodo de semidesintegracin conocido del K4O. Fuentes de error

Es importante tener en cuenta que slo puede obtenerse una fecha radiomtrica precisa si el mineral permaneci en un sistema cerrado durante todo el periodo desde que se form. Slo es posible una datacin correcta si no ha habido adicin ni prdida de istopos padre o hijo. Esto no es siempre as. De hecho, una limitacin importante del mtodo potasio-argn surge del hecho de que el argn es un gas y puede escapar de los minerales, falseando las medidas. De hecho, las prdidas pueden ser significativas si la roca est sometida a temperaturas relativamente elevadas.

Por supuesto, una reduccin de la cantidad de Ar4O lleva a una infravaloracin de la edad de la roca. A veces, las temperaturas son lo bastante altas durante un periodo de tiempo suficientemente largo como para que escape todo el argn. Cuando esto ocurre, vuelve a empezar el reloj potasio~argn y la datacin de la muestra proporcionar slo el tiempo transcurrido desde el reajuste trmico, no la edad verdadera de la roca.


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En el caso de otros relojes radiomtricos, puede producirse una prdida de istopos hijo si la roca ha sido sometida a meteorizacin o lixiviacin. Para evitar dicho problema, un dispositivo de seguridad sencillo consiste en utilizar slo material fresco, no meteorizado y no muestras que puedan haber sido alteradas qumicamente.

Si las proporciones padre/hijo no son siempre fiables, cmo pueden obtenerse fechas radiomtricas significativas? Una precaucin comn contra los errores desconocidos es el uso de comprobaciones adicionales. A menudo esto implica simplemente someter una muestra a dos mtodos radiomtricos diferentes. Si las dos fechas coinciden, la probabilidad de que sean fiables es elevada. Si, por el contrario, hay una diferencia apreciable entre las dos fechas, debe emplearse otra comprobacin para determinar cul es correcta, en el caso de que alguna lo sea. Carbono-14

Para fechar acontecimientos muy recientes, se utiliza el carbono-14. El carbono-14 es el istopo radiactivo del carbono. El proceso se denomina a menudo datacin por radiocarbono. Dado que el periodo de semidesintegracin del carbono- 14 es slo de 5.730 aos, puede utilizarse para la datacin de acontecimientos que han ocurrido desde el pasado histrico, as como para los ocurridos en la historia geolgica reciente. En algunos casos, el carbono-14 puede utilizarse para fechar acontecimientos que ocurrieron hace incluso 75.000 aos. El carbono-14 se produce continuamente en la atmsfera superior como consecuencia del bombardeo de rayos csmicos. Los rayos csmicos (partculas nucleares de alta energa) dispersan los ncleos de los tomos gaseosos, liberando neutrones. Algunos de los neutrones son absorbidos por los tomos de nitrgeno (nmero atmico 7, nmero msico 14), haciendo que cada ncleo emita un protn. Como consecuencia, el nmero atmico disminuye en uno (a 6), y se crea un elemento diferente, el carbono-14. Este istopo del carbono se incorpora rpidamente en el dixido de carbono, que circula en la atmsfera y es absorbido por la materia viva. Como consecuencia, todos los organismos contienen una pequea cantidad de carbono-14, incluidos nosotros mismos.

Mientras un organismo est vivo, el carbono radiactivo en descomposicin es sustituido continuamente, y las proporciones entre el carbono-14 y el carbono12 permanecen constantes. El carbono-12 es el istopo estable y ms comn del carbono. Sin embargo, cuando muere una planta o un animal, la cantidad de carbono-14 disminuy

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Tema 1. Elementos de Geología