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INTRODUCCIÓN

Las estructuras de deformación de sedi-mentos vinculadas a variaciones en la pre-sión de poros, han sido ampliamente re-conocidas en el registro sedimentario detodos los tiempos geológicos, principal-mente relacionadas con un comportamien-to dúctil del sedimento (ej: Upadhyay 2003,Horváth et al. 2005, Moretti y Sabato 2007).

Estructuras y texturas asociadas a mate-riales frágiles son menos frecuentes (ej:Rossetti y Santos 2003, Chunga et al. 2007,Foix et al. 2008) y están particularmenteexpresadas como pequeños fallamientos.En todos los casos, se produce una pér-dida de resistencia a los esfuerzos de ciza-lla en los cuerpos sedimentarios, que gene-ra una disrupción in situ del soporte mu-tuo entre granos, de manera tal, que éstos

se separan y dispersan dentro del fluidoporal (Obermeier 1998). Puede entoncesun sólido alcanzar un comportamientofluido, fenómeno conocido como licue-facción, de modo tal que ante un cambiode gradiente de presión, este material ad-quiere la capacidad de fluir (fluidización) ydesarrollar distintos tipos de estructurasasociadas. La licuefacción y la fluidización son los

Revista de la Asociación Geológica Argentina 67 (2): 193 - 204 (2010)

UN EJEMPLO EXCEPCIONAL DE BRECHAMIENTO (SISMITA?) EN EL GRUPO CHUBUT, PATAGONIA

Edgardo NAVARRO1 y Ricardo ASTINI2

1 Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur - CIC. Email: [email protected] Laboratorio de Análisis de Cuencas, CICTERRA, CONICET-UNC. Email: [email protected]

RESUMEN Un brechamiento excepcional en unidades sedimentarias pelíticas del Grupo Chubut en la cercanía de la localidad de Telsen,provincia de Chubut, muestra que han sido afectadas por una etapa de telodiagénesis (diagénesis de exhumación). Presentanevidencias de deformación frágil relacionadas con mecanismos de sobrepresurización. Estos depósitos de edad aptiana, se dis-ponen subhorizontales y constituyen asociaciones fluviales lateralmente extendidas. Un continuo de estructuras sedimentariasdeformacionales se desarrollan enteramente sobre los depósitos pelíticos correspondientes a la asociación de facies de llanu-ra de inundación. Cuatro intervalos fueron reconocidos de manera continua: 1) fracturado in situ, 2) brechado, 3) brechadofangosostenido y 4) homogeneizado. Conductos de escape potenciales de diversos tamaños, tienen desarrollo en el intervalofangosostenido, que en ocasiones llegan a atravesar el intervalo superior homogéneo. El mecanismo de sobrepresurización, sehabría visto favorecido por la presencia de cuerpos de areniscas conglomerádicas tobáceas confinantes (capa sello), que impi-dieron el escape de fluidos, permitiendo la licuefacción parcial a total y fluidización de la rocas sedimentarias de la llanura alu-vial. Fallas normales reconocidas en el área, que afectan al Grupo Chubut, constituirían un elemento de juicio para establecerun origen sísmico a estas fábricas brechadas, cuya magnitud habría superado M>5 de la escala Mercalli modificada. La carac-terística reológica frágil del material a partir del cual se originaron, convierte a estas estructuras en un ejemplo natural excep-cional de brechamiento a partir de un mecanismo de sobrepresurización fosilizado.

Palabras clave: Sobrepresurización, deformación sedimentaria frágil, licuefacción, fluidización.

ABSTRACT: An exceptional example of brecciation (seismite?) in the Chubut Group, Patagonia. Sedimentary units of the Chubut Group in theproximity of the Telsen locality, in Chubut province affected by a telodiagenesis stage, display evidence of brittle deformationrelated to over-pressurizing mechanisms. These sub-planar deposits of Aptian age, constitute laterally-extended fluvial faciesassociations. A gradation of deformational sedimentary structures occurs entirely in the pelitic deposits of the flood plain fa-cies association. Four intervals were recognized showing a continuous transformation: 1) fractured, 2) brecciated, 3) mud-richbreccias and 4) fully sheared. Potential escape conduits of diverse sizes develop in the mud-rich breccias interval and someti-mes these structures reach the fully sheared interval. The overlying tuffaceous conglomeradic sandstones, would have preven-ted the escape of fluids and clearly favored the over pressuring mechanism that generated partial to complete liquefaction andfluidization of the fine-grained sedimentary rocks of the alluvial plain facies. Recognized normal faults in the area, that affec-ted the Chubut Group, can constitute an element of judgment in order to state a seismic origin for these brecciated facieswhose magnitude might have exceeded M>5 in modified Mercalli scale. Because of the brittle reologic characteristic of thematerial from which the deformational structures were originated, these structures constitute an exceptional natural exampleof brecciation from a fossilized mechanism of overpressuring.

Keywords: Overpressure, brittle deformation, liquefaction, fluidization.

dos procesos a partir de los cuales se pro-duce la pérdida de resistencia al esfuerzo.La licuefacción es un proceso que se da avolumen constante, por el cual el empa-quetamiento de los granos se quiebra y losmismos llegan a estar temporariamentesuspendidos en el fluido del poro, sujetosa una fuerza de flotabilidad (buoyancy), que-dando el empaquetamiento original des-truido (Bezerra et al. 2005, Fernandes et al.2007). Por su parte, la fluidización, no seda a volumen constante y necesita el ingre-so de un fluido externo dentro del depósi-to, que se expanda a través del arreglo gra-nulométrico y genere la ruptura (Ghiglione2002). En ambos casos el empaqueta-miento varía antes y después de la disrup-ción pero no necesariamente a geometríasde mejor acomodamiento u ordenamientointerno más estable (véase Allen 1985). Cualquiera de estos dos fenómenos se pro-ducen bajo condiciones de colapso granu-lar y donde la sobrepresurización equili-bra la capacidad de soporte de los mate-riales (presión litostática), lo que convier-te a los mismos en fluidos viscosos. Noobstante, existen condiciones críticas du-rante las cuales ante un fenómeno súbitode sobrepresurización, el depósito puedeno transformarse por completo y manteneren parte su cohesión primaria (fully shearedversus incompletely sheared). Esto puede ocu-rrir bajo diferentes circunstancias, pero engeneral, se vincula con despresurizacióntemprana o presurización incompleta (Mi-ddleton y Hampton 1976).La presión de fluido anómala necesaria

para desarrollar estos procesos, se ve engeneral favorecida tanto por una estructu-ra abierta y no cementada (más suscepti-ble al colapso), como por el grado de con-finamiento del medio físico a partir de losestratos impermeables limitantes del pa-quete sedimentario, que actúen como ba-rreras o sellos ante la pérdida de fluidosporales. En el presente estudio se dan a conocerfenómenos de brechamiento y licuefacciónexcepcionales, que se desarrollan en dife-rentes partes de la sección estratigráfica.No obstante, su análisis detallado se des-arrolló sobre un intervalo dominantemen-te pelítico del Grupo Chubut, en el área deTelsen, limitado en su parte superior porcuerpos mantiformes de conglomeradosarenosos y de areniscas tobáceas. Esta úl-tima facies se habría comportado como ba-rrera impermeable, capaz de contener elescape de fluidos y dando lugar a episo-dios de sobrepresurización, que favorecie-ron el desarrollo de estructuras deforma-cionales que incluyen todas las transfor-maciones como un continuo: fragmenta-ción incipiente, brechamiento avanzado ylicuefacción parcial.

MARCO GEOLÓGICO

Estructura El área de estudio se encuentra en las in-mediaciones de la localidad de Telsen, re-gión sudoriental del macizo de SomúnCurá, en el borde oriental de la cuencaSomun-Cura-Cañadón Asfalto. Esta últi-

ma, definida como una cuenca de origenintracratónico o en posición de retroarco,desarrollada a partir del Triásico Superior-Jurásico. La misma está ubicada en el sec-tor central de la Patagonia septentrional(Fig. 1); sus límites están conformados porel macizo Nordpatagónico al norte, la dor-sal Concepción ó Chubut al oeste y el altoRío Chico-Sierra Grande al este, elemen-tos que la separan de las cuencas Neuquina,Colorado, Valdés-Rawson, Golfo de SanJorge y Ñirihuau, respectivamente. El ori-gen de la cuenca está asociado a la frag-mentación de Gondwana durante el Jurá-sico-Cretácico Temprano, con un rellenode cuenca que representa las distintas eta-pas de evolución de una cuenca de rift-pos-trift (Cortiñas 1996). En una etapa más re-ciente, la región fue afectada por esfuerzoscompresivos de edad terciaria cuya mayorexpresión parece coincidir con los movi-mientos andinos. De esta manera, sobre-poniendo al estilo extensional previo, unacompresión que habría generado en algu-nos casos, reactivación de las fallas con des-plazamiento inverso u oblicuo (Figari et al.1992, Figari y Courtade 1993). Fallas derumbo NO y NE afectan al basamentosedimentario del área, constituido por lasvolcanitas jurásicas de la Formación Marifil(Ardolino y Franchi 1996) (Fig. 2). En tan-to que una pluma de manto astenosféricapor debajo de la litósfera patagónica, po-dría haber desarrollado los extensos even-tos volcánicos máficos, ocurridos en Pa-tagonia desde el Paleoceno (Kay et al.2004).

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Figura 1: Mapa de ubicación de los afloramientos del Grupo Chubut que contienen el intervalo fracturado del sector estudiado, Cuenca de SomuncuraCañadón Asfalto.

EstratigrafíaLas principales unidades sedimentariasaflorantes en el área de estudio correspon-den al Grupo Chubut (Barremiano - Ceno-maniano) (Codignotto et al. 1978) y For-mación La Colonia (Campaniano - Maas-trichtiano) (Ardolino y Franchi 1996). Losafloramientos del Grupo Chubut expues-tos en las cercanías de Chacras de Telsen,fueron asignados al Miembro Cerro Bar-cino de la Formación Gorro Frigio (Naka-yama et al. 1978) atribuidos por Chebli etal. (1975) a una edad próxima al Aptiano.Nañez y Malumian (2008), a 100 kilóme-tros al sur de la localidad de Telsen (BajadaMoreno), indicaron una edad maastrich-tiana para la Formación La Colonia. Estosdepósitos apoyan sobre un basamentoconstituido por complejos volcánicos do-minantemente ácidos de la Formación Ma-rifil, cuya edad en el sector está compren-dida entre 178,7 Ma y 186,2 Ma (Alric et al.1996). Sobre la columna sedimentaria des-

cripta apoyan basaltos mesetiformes oli-gocenos de la Formación Somuncura ymiocenos de la Formación Quiñelaf, queconforman la terminación suroeste del pla-teau de Somún Cura (Fig. 2).La columna sedimentaria aflorante en estesector (Fig. 3), abarca un espesor aproxi-mado de 140 m con un tramo inferior re-presentado por conjuntos de areniscasmantiformes, parcialmente conglomerá-dicas, que alcanzan varios metros de espe-sor y poseen colores blanquecinos a rosa-dos. Estos cuerpos de significativa conti-nuidad lateral, alternan con fangolitas ro-jizas sobre las que se disponen en contac-to neto-erosivo. Hacia el tramo medio ysuperior resaltan algunos niveles tobáce-os blanquecinos amarillentos que consti-tuyen resaltos topográficos importantes.Los cuerpos areno-conglomerádicos po-seen buena organización interna y estra-tificación cruzada en artesas de diferenteescala. Los clastos, redondeados a subre-

dondeados proceden del complejo volcá-nico de la Formación Marifil infrayacen-te y acompañan intraclastos pelíticos, pro-ducto de incorporación por erosión localdesde el sustrato. En los topes de estosintervalos arenosos son frecuentes las pis-tas y trazas fósiles de invertebrados. Lospaquetes dominantemente pelíticos inter-puestos poseen niveles tabulares con inten-so moteado y bioturbación. Los moteadosrepresentarían procesos redox, ligados ala influencia de niveles freáticos duranteetapas de diagénesis temprana. De acuer-do al análisis preliminar de facies se trata-ría de complejos de canales fluviales (fajasde canales) pertenecientes a sistemas en-trelazados con buena continuidad lateralseparados por mantos de material arcillo-limo-arenoso moteados y bioturbados, querepresentan depósitos de llanuras de inun-dación, en proporciones 1:2-1:1. Por encima, suprayace la Formación LaColonia con una parte continental en tran-

195Un ejemplo excepcional de brechamiento (sismita?) En el Grupo Chubut, Patagonia

Figura 2: Mapa de unidades geológicas aflorantes en la región. Se destacan las dos expresiones ígneas con mayor extensión en el área, el complejo volcánico jurá-sico y los basaltos oligocenos-miocenos.

sición con el Grupo Chubut y una mari-na desarrollada en contacto neto, a partirde un conglomerado que representa unasuperficie erosiva vinculada con la trans-gresión marina (ravinement surface) (Navarroet al. 2008). Esta unidad, se encuentra cu-bierta por basaltos de las FormacionesSomún Cura y Quiñelaf, de edad oligoce-na tardía y miocena temprana respectiva-mente (Ardolino y Franchi 1996), median-do en el área de Telsen, una discordanciaerosiva que elimina hacia el noroeste el es-pesor de la Formación La Colonia (Nava-rro et al. 2008) (Fig. 3).

MICROESTRATIGRAFÍA DELINTERVALO AFECTADO PORSOBREPRESURIZACIÓN

En el área de estudio, sobre la margen nor-te del arroyo Telsen y cercano al basure-ro de dicha localidad, se reconocen fenó-menos de fracturación intraformaciona-les de características excepcionales, afec-tando a las sedimentitas próximas al te-cho estratigráfico del Grupo Chubut. Setrata de un intervalo profusamente per-turbado, entre 200 y 500 cm de espesor,

de la asociación de fangolitas rojas queaflora con una continuidad lateral supe-rior al centenar de metros y está claramen-te controlado por los rasgos estratigráfi-cos, desarrollándose en forma subparale-la a la estratificación. El intervalo posee unlímite superior neto contra un cuerpo man-tiforme de conglomerados arenosos y are-niscas tobáceas que se habría comporta-do como barrera impermeable durante losepisodios de presurización. Dentro del ho-rizonte, se reconocen verticalmente todaslas transiciones entre la fragmentación in-cipiente y el brechamiento avanzado, el re-dondeamiento progresivo e in situ de loscomponentes fragmentarios y la absolutahomogeneización textural del depósito,que refleja diversos estadios de un conti-nuo, que condujo finalmente a la licuefac-ción parcial.El límite inferior es transicional, consisteen fangolitas finamente estratificadas, don-de el material sedimentario no está distur-bado y mantiene su estratofábrica prima-ria. Es posible reconocer entonces dentrodel horizonte perturbado y desde la basehacia el techo cuatro intervalos con carac-terísticas texturales propias: fragmentado,

brechado, brechado fangosostenido y ho-mogéneo, con gradaciones entre sí. Asi-mismo en forma aislada y hacia el contac-to superior de la secuencia, suelen desarro-llarse conductos de escape (Fig. 4).

Intervalo fragmentado in situEl intervalo fragmentado se dispone demanera abrupta sobre fangolitas finamen-te estratificadas, moteadas y bioturbadaspertenecientes a una asociación de faciesde llanuras de inundación. A partir de unasuperficie irregular un espesor que alcan-za 110 cm de espesor se encuentra profu-samente brechado (Fig. 4). El depósito secaracteriza por desarrollar fragmentos an-gulosos con geometrías equidimensiona-les a tabulares con promedio de tamañosentre 2 y 7 cm y tamaños máximos no su-periores a 10 cm en la sección basal, deaproximadamente 90 cm de espesor.Excepcionalmente se registran algunosbloques tabulares con longitudes máximasde hasta 30 cm orientados en sentido pa-ralelo a la estratificación y un ancho quealcanzan los 3-5 cm (Fig. 5a,b). Los frag-mentos de la brecha poseen contactospuntuales entre sí y a veces lineales, estan-


Figura 3: Perfil litoestratigráfico correspondiente a afloramientos ubicados al este del arroyo Telsen, en las proximidades de la localidad homónima. SFindica el sector de estudio contextualizado en el perfil.

do separados por conjuntos de fisuras relle-nas, en una proporción promedio de 22%del volumen total de la roca de un mate-rial areno-limo-arcilloso homogeneizadoy de color más claro. Los fragmentos an-gulosos preservan laminación interna o elmoteado original del sustrato parental.Entre niveles decimétricos con brecha-miento incipiente y tamaño promedio debloques superior a 3-5 cm, se desarrollanniveles intensamente brechados, matrizsoportados, con sistemas de fisuras anasto-mosadas e interconectados con algunosconductos verticales, rellenas por materialfangoso (Fig. 6).

Intervalo brechadoEl intervalo basal fragmentado grada su-tilmente a un intervalo representado porbrechas con clastos algo más redondeadasy una mayor proporción de finos intersti-ciales, cuyo espesor varía entre 50 y 70 cm.Consiste en una brecha con fábrica másabierta y contactos puntuales o texturasflotantes, donde los clastos individualesposeen mayor selección y menor angulo-sidad. Dominan las formas ahusadas o lige-ramente lenticulares, con transiciones enlos tamaños y un redondeamiento progre-sivo de los clastos. Las proporciones defango se incrementan gradualmente has-ta el 30 y 50% del total de la roca. Dentrode este intervalo superior los clastos máspequeños tienden a alinearse verticalmen-te alrededor de clastos de tamaño másgrande (Fig. 5b,c).

Intervalo brechado fangosostenidoEste intervalo se presenta en forma tran-sicional sobre el brechado. Se destaca porconstituir una brecha fangosoportada conun espesor que varía entre 50 y 70 cm, conclastos subangulosos a subredondeados,dominantemente equidimensionales y ho-mogéneamente distribuidos en la masa.Estos clastos alcanzan los 2,5 cm de diáme-tro y están formados por las mismas lito-logías que los intervalos inferiores. Las for-mas alargadas o elongadas dominan en laparte basal, con su eje mayor por lo comúndispuesto en forma subparalela a la estra-tificación o subvertical. Hacia el techo de

este intervalo se observa una tendenciagrano-decreciente, representada por unacola de gruesos en una matriz fina, que su-pera claramente el 50%. En este intervalosuperior, donde es notable el incrementodel material intersticial, la matriz fina en-vuelve a los clastos formando líneas de flu-jo dispuestas ortogonalmente a la estrati-ficación, generando colas que se dirigenhacia el tope de la sucesión (Fig. 7).

Intervalo superior homogéneoForma parte del tramo superior de la mi-croestratigrafía disrupta y, aunque con es-pesor variable alcanza 120 cm. Está cons-tituido por un horizonte con límites gra-

duales con el infrayacente y compuestode material detrítico fangoso, carente defábrica interna. Sobreyace en forma tran-sicional al intervalo brechado, en tanto queen la parte superior, el contacto con las fa-cies gruesas impermeables es neto. Dentrode este intervalo, es posible reconocer enforma dispersa, relictos de fragmentos sub-redondeados de diversa granulometría(Figs. 4 y 9).

Conductos de escape Conductos de escape potenciales se de-sarrollan generalmente como formas pe-queñas que no superan los 15 cm de lon-gitud, y se manifiestan por lo común en


Figura 4: Microestratigrafia. Desarrollo vertical de estadios de un continuo, en el que se muestra lastransiciones entre la fragmentación incipiente, brechamiento avanzado, redondeamiento progresivo ein situ de los fragmentos, y por último, homogeneización textural completa del depósito. CAt:Conglomerado arenoso tobáceo, IND: Material indisturbado, IFi: Intervalo fragmentado in situ, IB:Intervalo brechado, IBfs: Intervalo brechado fango sostenido y ISH: Intervalo superior homogéneo.

el contacto entre el intervalo brechado yel intervalo superior homogéneo. Estánconstituidos por brechas cuyos clastos sonmayoritariamente aplanados y subredon-deados, con tamaños que no superan los1,7 cm (Fig. 5b) y 3,5 cm (Fig. 8), respec-tivamente. No obstante, clastos cercanosal metro de longitud se encuentran presen-tes en forma excepcional. En todos los ca-sos, y en particular para los clastos aplana-dos, su eje mayor tiende a alinearse vertical-mente, de manera tal que desarrollan es-tructuras con forma de embudo invertidoque alcanzan a protruir dentro del inter-valo homogéneo. Estructuras de mayor ta-maño, son observadas con un eje central

que alcanzan 250 cm de longitud, atrave-sando el intervalo superior homogéneo(Fig. 9). No fueron observados diques clás-ticos asociados.

INTERPRETACIÓN

El estudio de rasgos postdeposicionales enrocas sedimentarias ha recibido una aten-ción creciente a través del tiempo, princi-palmente aquellos asociados a una diagéne-sis temprana, etapa en la que las unidadessedimentarias son susceptibles de defor-marse plásticamente (Maltman 1994, VanLoon 2003, Collinson et al. 2006, Mörner2005). Sin embargo, los ejemplos descrip-

tos en el registro fósil sobre fenómenosque condujeron a un autobrechamiento demateriales sedimentarios ya litificados y asu eventual fluidización son escasos (Mon-tenat et al. 2007). De esta manera, el bre-chado in situ de la estratificación primariaaquí descripta, se habría desarrollado a par-tir de un comportamiento frágil de la de-formación. Si bien este fenómeno de frac-turación hidráulica es muy conocido en laindustria extractiva del petróleo (Mohag-hegh et al. 1999, Bunger y Detournay 2007)no constituye una expresión común ensucesiones fósiles y en este sentido, seríaun ejemplo natural excepcional.


Figura 5: Desde la parte supe-rior a inferior de la figura se ob-servan los grados progresivos deperturbación y "redondeamientoin situ". a) Detalle de la fábricainterna heterogénea del intervalofracturado. Se destacan "microin-tervalos" mejor texturados sepa-rando capas con incipiente frac-turación. En la parte inferior dela figura se observa un patrón defracturación oblicuo muy fino,posiblemente vinculado con elsentido de la despresurización.Hacia la parte superior, se obser-va un pasaje a un término conmayor proporción de matriz finay mejor redondeamiento de laspartículas involucradas, donde setransforma en un depósito ho-mogeneizado (fully sheared); b)Alternancia de niveles semirígi-dos con otros relativamente ho-mogeneizados a medida queavanza el proceso de brechamien-to hidráulico. Se destaca en lafoto una estructura de escapetipo embudo invertido, proyecta-da hacia arriba desde un nivelfracturado. Se observan los blo-ques más grandes fracturados dela capa competente y el conductode escape parcialmente ocluidopor granos subredondeados; c)Clastos con un redondeamientosignificativo suspendidos en unamatriz intersticial que alcanza un40% del depósito.

Mecanismos disparadores del brecha-mientoEl brechamiento descripto podría ser con-secuencia de un proceso instantáneo defracturación hidráulica natural. No exis-ten muchos mecanismos alternativos quesean capaces de convertir roca en sedimen-to y llegar a licuarla. La sismicidad ha sidointerpretada como la causa más probablede este último fenómeno (Obermeier 1996,Samaila et al. 2006, Moretti y Sabato 2007,Rodriguez-Lopez et al. 2007). Brechas in-traformacionales similares a las descriptasen este trabajo han sido relacionadas coneventos sísmicos de corta duración (Rosse-tti y Góes 2000). Asimimo, los rasgos aquíencontrados cumplen con algunos de loscriterios de reconocimiento de paleosismi-tas propuestos por distintos autores (ej:Sims 1975, Obermeier 1996), entre los quese distinguen confinamiento a un horizon-te estratigráfico y desarrollo en materialespotencialmente licuefactables. Otros crite-rios como la extensión areal no pudieronser confirmados por la falta de exposiciónde los depósitos. Además, en nuestro cono-cimiento no habría ejemplos análogos dereproducción experimental en laboratorio.Considerando el conjunto de criterios, seinterpreta que la sismicidad podría habersido el disparador de la sobrepresuriza-ción, que condujo al desarrollo de la frac-turación hidráulica y parcial homogenei-zación del intervalo estudiado (véase másadelante en este párrafo). A su vez, paraque se produzca el brechamiento súbito,la carga de la columna de roca debe habersido equilibrada por sobrepresurizaciónextrema, posibilitando la propagación ho-rizontal del brechamiento en un horizonteconfinado (Eichhubl y Behl 1998, Wong etal. 2004). Los fragmentos así generados,son sostenidos por la propia presión deporos hasta que son expelidos hacia nive-les superiores cuando encuentran vías deescape (Obermeier et al. 2005).Durante un sismo, un conjunto de factorescondicionan las texturas resultantes y losprocesos de licuefacción. Entre los princi-pales, se destacan el grado de consolida-ción del sustrato afectado y la posición delnivel piezométrico respecto de la superfi-

cie del terreno. La susceptibilidad de licue-facción decrece fuertemente con el incre-mento de su profundidad, dado que au-menta la carga litostática y, en consecuen-

cia, la resistencia al corte de los materia-les (Obermeier 1996). Según este autor,el proceso de licuefacción ocurre particu-larmente unos pocos metros por debajo


Figura 7: Tramo superior de la microestratigrafía disrrupta. Transición gradual desde el inter-valo brechado al Intervalo superior homogéneo (ISH) compuesto de material detrítico fangoso,carente de fábrica interna. Fragmentos subredondeados dispersos en la masa.

Figura 6: Nivelesintensamente brecha-dos, matriz soporta-dos, con sistemas defisuras anastomosa-das e interconecta-dos con algunosconductos verticalesrellenos por materialfangoso. Fragmentoscon cambios progre-sivos en su tamaño.

de la superficie cuando el nivel piezomé-trico está cercano a ella. Considera comoprofundidad óptima entre 200 y 400 cmdesde la superficie y propone que este pro-

ceso se puede desarrollar hasta aproxima-damente 10 m de profundidad. Si bien este mecanismo explica el proce-so de licuefacción-fluidización no explica

el brechamiento que evidencia un fuerteconfinamiento de materiales previamentelitificados y requiere de un sello imperme-able para generar la sobrepresurizaciónnecesaria para la fracturación hidráulicadel depósito. Por esta razón, se proponeuna condición más profunda para su for-mación y la existencia de una capa u hori-zonte que actúe como "sello", para posibi-litar el confinamiento necesario para la ge-neración de este brechamiento.

Orígenes alternativos Diversos orígenes han sido propuestospara procesos de licuefacción-fluidizaciónen ejemplos fósiles, aunque no estrictamen-te para brechamientos como el descripto.La actividad sísmica resulta el más conoci-do, dentro de marcos tectónicamente ac-tivos, y es la que más comúnmente desarro-lla expresiones sedimentarias de este tipo(Upadhyay 2003, Gruszka y Van Loon2007, Rodríguez-López et al. 2007, Singhy Jan 2007). Aunque, el fenómeno ha sidotambién interpretado en márgenes pasi-vos (Foix et al. 2008, Rossetti et al. 2010). En ambientes englazados otros mecanis-mos alternativos, independientes de loseventos sísmicos, han sido propuestospara generar profusa deformación y licue-facción (Murton 2001, Van Loon 2002,Hall y Els 2002, Fard y Van Loon 2004,Le Heron et al. 2005). Otra posibilidad esel impacto de grandes olas de tormenta otsunamis (Williams 1996), las cuales soncapaces de desarrollar un importante es-fuerzo de corte sobre los sedimentos delfondo marino, aún cuando la profundidadalcance los 60-70m (Obermeier 1996). Unalto gradiente de terreno (Callot et al. 2008)que genere un movimiento en masa indu-cido por la gravedad (Ortner 2007) o la rá-pida sobrecarga de sedimentos en contex-tos deltaicos (Moretti y Sabato 2007), pue-den constituir otras causas para generarestructuras deformacionales y de licuefac-ción. Todas estas alternativas son en nuestrocaso muy poco probables por tratarse deun ambiente continental alejado de la in-fluencia de hielo. Como alternativa, puedeincluso el impacto de un bólido (Simms


Figura 8: Contactocon el intervalo su-perior homogéneo.Desarrollo de con-ductos de escape deformas pequeñas.Los clastos tiendena alinearse en tra-yectorias verticales,con forma de em-budo invertido, quealcanzan a protruirdentro del intervalohomogéneo.

2003), constituir una posibilidad comoagente disparador del efecto descripto. Asimismo, la notable continuidad lateral(decenas de kilómetros) de los cuerpos se-dimentarios (Navarro et al. 2008) portado-res de este intervalo perturbado, que secorresponden con asociaciones de faciesde llanura de inundación, permite descartarla posibilidad de pendientes topográficasmarcadas, como elemento generador delos procesos de licuefacción/fluidización.

DISCUSIÓN

La ausencia de estructuras de deformacióndúctil vinculadas con este intervalo, sugie-re que el desarrollo de toda esta secuenciahabría tenido lugar según un comporta-miento reológico dominantemente frágil.Considerando para las estructuras aquí des-criptas un origen asociado a la energía sís-mica, un nivel piezométrico cercano a lasuperficie es necesario para que tenga lugarel desarrollo de estructuras deformaciona-les (Obermeier 1996), razón por la cual,este comportamiento reológico dominante-mente fragil estaría particularmente asocia-do a una etapa de telodiagénesis (o diagé-nesis de exhumación) del Grupo Chubut.Al aumentar repentinamente la presión deporos, se habría alcanzado un umbral de

resistencia donde las fangolitas se habríanbrechado (autobrechas) y parcialmente li-cuado. Este fenómeno de fracturación hi-dráulica, inducido por sobrepresurización,ocurre en medios saturados donde el in-cremento de la presión poral disminuye losesfuerzos normales efectivos, mientras queel esfuerzo de cizalla permanece constante.De esta manera, se produce un aumentode la fragilidad del depósito sedimentario,independientemente de su grado de conso-lidación y litificación, con lo cual se creancondiciones en las que el material tiene unamenor resistencia de corte (Sellés Martinez1996). El colapso que se genera por estaruptura, se ve favorecido por un aumentode la presión hidrostática, ya que de estaforma disminuye o anula el esfuerzo deconfinamiento efectivo, de manera tal queante un evento disparador la ruptura sevuelva inevitable (Obermeier 1998). Aun-que para este caso, dada la exhumación yerosión de la cubierta sedimentaria, estasituación no habría ocurrido. De la mismaforma, puede ser favorecido por la expan-sión de eventuales gases entrampados enlos poros de un nivel estratigráfico, hastaun punto crítico o umbral de resistencia,que facilitan una dilatación repentina y flui-dización, independientemente del gradode cementación y empaquetamiento de la

estructura (Ghiglione 2002).El comportamiento "quebradizo" puedeser inducido por sobrepresión, que al redu-cir los esfuerzos efectivos normales, pro-duce un debilitamiento aparente del ma-terial, capaz no sólo de generar fractura-ción, sino también producir el arrastre delas partículas por el fluido en movimientodebido a un gradiente de presión, indepen-diente de la magnitud absoluta de la misma(elutriación) (Sellés Martinez 1996). Parti-cularmente, el pasaje de una onda vibrato-ria produce un pico transitorio en la pre-sión de los fluidos preexistentes, que re-duce drástica y rápidamente el esfuerzoefectivo. La parcial licuefacción que se observa nosería producto de un vibrado clásico, comoes el caso de la pérdida de estabilidad de unarmazón textural relativamente abiertopara adquirir una mayor estabilidad (Allen1985). En este caso, las relaciones textura-les y la secuencia observada permiten su-gerir que el fango intersticial se habría ge-nerado a partir de licuefacción y desgra-nado por sobrepresurización y no a partirde colapso y fluidización de un materialfriable. Aunque parece algo sutil, debeconsiderarse como un elemento de juiciodiagnóstico para diferenciar el estado ori-ginal del material parental y con ello po-


Figura 9: Intervalo superior homogeneizado (ISH) con estructuras de conductos de escape que se proyectan dentro del mismo. Se señala clastos de aproximada-mente 0,90 m de longitud en la trayectoria del escape.

der interpretar la génesis. La presencia derasgos tales como redondeamientos pro-gresivos en conductos o por niveles, nopermiten sospechar que el fango haya sidointroducido.La ausencia de importantes vías de esca-pe como conductos, refleja que el fenóme-no de brechamiento y licuefacción estuvorestringido a un intervalo estratigráficoconfinado. Este proceso se vio facilitado alquedar impedida la salida del fluido inters-ticial a través de conductos aliviadores,permitiendo de esta manera, una sosteni-da despresurización. Este estado de relati-vo confinamiento controlado por horizon-tes resistentes e impermeables, habría fa-vorecido el desarrollo mantiforme del bre-chamiento (Eichhubl y Behl 1998). El mis-mo se habría propagado según planos de"foliación" subparalelos a la estratificacióny en este caso especial, la estratigrafía per-maneció quasi horizontal. Habría existidoun gradiente horizontal de presión hastaalcanzar un umbral que venció la resisten-cia de corte, con una descompresión se-gún un eje vertical. Así, con gradientes depresión mínimos, se habría inducido unflujo donde el movimiento confinado delfluido intersticial, condujo a un progresivo"redondeamiento" de los fragmentos queredujeron su tamaño (Fig. 5c). De estamanera, se habría producido la transfor-mación progresiva del depósito sedimenta-rio en una masa de sedimentos fluidifica-dos (elutriación) sobrenadantes, asociadosen este caso con el intervalo superior ho-mogéneo.Sólo se hallaron potenciales conductos deescape en forma localizada, razón por lacual estas fábricas y texturas de sobrepre-surización se habrían desarrollado en for-ma especial, con una capa confinante queal menos en el sector de estudio, no llegóa ser hidráulicamente fracturada. Se pue-de interpretar que el brechamiento habríatenido lugar en forma casi instantánea, unavez que la sobrepresurización alcanzó elumbral. En tanto que una sobrepresuri-zación sostenida, a partir de un horizon-te que se comportó como barrera imper-meable, condujo a una relativa homogenei-zación del depósito. Ésta es una génesis

secundaria para depósitos macizos, quedebe ser considerada como una explicaciónalternativa para depósitos carentes de es-tratificación.Para estructuras deformacionales vincula-das a una paleosísmicidad, no obstante serla escala de Mercalli modificada una medi-da cualitativa del daño causado por estos(Wood y Neumann 1931), su magnitud espor lo común empleada para vincularlacon estas estructuras (Papathanassiou et al.2005, Fox et al. 2008, Gruszka y van Loon2007, Rodríguez-Pascua et al. 2000, Gon-zález de Vallejo et al. 2005). Algunos auto-res consideran que una intensidad de gra-do 5 (MV), es la mínima necesaria para quetengan lugar rasgos de deformación ensedimentos (Rodríguez-Pascua et al. 2000,Moss y Howells 1996 y Rossetti, Santos2003), en tanto que otros, sugieren que lamisma debería ser superior al grado 6(MVI) (Sims 1975, Obermeier 1996). In-tensidades por debajo de estos valores,no serían suficiente para desencadenar estetipo de fenómenos (Rodríguez-Pascua et al.2000, Obermeier 1996). En consecuencia,asumiendo que el conjunto de estructurasdescriptas fueron generadas a partir de unsolo episodio sísmico, se sugiere que lamagnitud habría superado el grado 5(M>5) según la escala Mercalli modificada.No obstante, vale remarcar que en nuestrocaso la unidad afectada fue previamentelitificada, razón por la cual ésta magnitudconstituiría tan sólo un umbral mínimo.

Implicancias regionalesEstructuras deformacionales de naturalezasinsedimentaria vinculadas a la actividadsísmica en márgenes pasivos fueron recien-temente reconocidas en la cuenca de SanJorge (Foix et al. 2008), que limita hacia elsur con la de Somuncura-Cañadón Asfalto.Según estos autores representarían la acti-vidad de paleosismos que habrían tenidolugar durante el Paleoceno.En particular para el área de Telsen, y te-niendo presente la evolución tectosedi-mentaria similar de la cuenca Somuncura-Cañadón Asfalto, estos episodios podríanhaber tenido influencia en la región me-diante la reactivación de alguna estructura

antigua (Figari et al. 1992, Figari yCourtade 1993, Cortiñas 1996).Particularmente, el reconocimiento en lazona de fallas normales que afectan los es-tratos del Grupo Chubut, son indicativasque una sismicidad activa pudo haber teni-do lugar en la región, probablemente aso-ciada a un intervalo de tiempo post-Aptiano - pre-Maastricthiano, asumiendouna edad aptiana para el Grupo Chubut(Chebli et al. 1975) y una edad maastrichtia-na para la Forma-ción La Colonia (Náñezy Malumian 2008). No se descarta que lafuente de esta energía se vincule al desarro-llo del plateau basáltico asociados a plumasde manto en Patagonia (Kay et al. 2004).

CONCLUSIONES

Rocas sedimentarias del Grupo Chubut enel sector este de la cuenca Somuncura-Ca-ñadón Asfalto, correspondiente al Miem-bro Cerro Barcino de la Formación GorroFrigio, vinculadas a facies de llanura de in-undación, presentan rasgos asociados aprocesos de licuefacción/fluidización.Estos fenómenos constituyen una eviden-cia de sobrepresurización por encima devalores críticos con respecto a las propie-dades reológicas de las sedimentitas, aso-ciados a un estadio de diagénesis tardío.En particular, tanto la magnitud del hiatoexistente entre la edad aptiana asignada alos estratos aflorantes del Grupo Chubuten el área de Chacras de Telsen (Chebli et al.1975) y la edad campaniana - maastrichtia-na (Ardolino y Franchi 1996) y maatrich-tiana (Náñez y Malumián 2008) adjudica-da a los sedimentos de la Formación LaColonia, como el patrón de desarrollo delos rasgos aquí observados, permiten vin-cular estos fenómenos a estratos afectadospor una etapa de telodiagénesis o diagéne-sis de exhumación. Por esta razón, cons-tituyen además un ejemplo excepcional dedesarrollo natural de brechamiento, de ca-racterísticas inusuales, a partir de un me-dio frágil.Puede reconocerse una sucesión verticalcontinua que se extiende por aproximada-mente 450 cm de espesor y que compren-de de abajo hacia arriba cuatro intervalos


bien definidos: fragmentado in situ, bre-chado, brechado fango sostenido y supe-rior homogéneo, con algunos potencialesconductos de escape. La capa suprayacen-te confinante de facies gruesas correspon-dientes a sistemas de canales entrelazados,no alcanzó el umbral de fracturación hi-dráulica, manifestado en parte, por la au-sencia de canales de extrusión que permi-tiera el escape del fluido a través de lasmismas. El brechamiento existente, evidencia elconfinamiento de materiales previamentelitificados con una capa "sello" que facili-tó la sobrepresurización necesaria para lafracturación hidráulica del depósito. Aun-que este tipo de estructuras se asocian porlo común a un nivel piezométrico alto, sepropone una condición más profunda parasu formación.Fallas normales que afectan en la regiónlos estratos del Grupo Chubut, son indi-cios de una actividad sísmica que podríahaber dado lugar a esta fábrica brechada.Movimientos sísmicos de magnitud supe-rior a 5 (M>5), habrían sido los disparado-res de los procesos de licuefacción y fluidi-zación. Vale destacar que en nuestro casola unidad afectada fue previamente litifica-da, razón por la cual, éste constituiría unumbral mínimo, con una edad de genera-ción que podría estar asociada a un inter-valo post-Aptiano - pre-Maastrichtiano.

AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecen a J. Stinco y un re-visor anónimo, cuyas observaciones me-joraron el presente trabajo. Muy especial-mente se agradece a J. Sellés Martínez, susvaliosos comentarios enriquecieron sus-tancialmente la discusión del manuscritooriginal. Los trabajos de campo fueron par-cialmente financiados por el proyecto PIPCONICET 02047.

TRABAJOS CITADOS EN EL TEXTO

Allen, J. 1985. Principles of Physical Sedimentology.Allen and Unwin, 272 p., London.

Alric, V., Haller, M., Feraud, G., Bertrand, H. yZubia, M. 1996. Cronología 40Ar/Ar39 del

volcanismo Jurásico de la Patagonia Extrandina.13° Congreso Geológico Argentino y 3°Con-greso de Exploración de Hidrocarburos, Actas5: 243-250, Buenos Aires.

Ardolino, A.L. y Franchi, M. 1996. Hoja Geológica4366-I. Telsen. Provincia de Chubut. Subsecre-taría de Minería de la Nación, Boletín 215, 110p., Buenos Aires.

Bezerra, F.H., da Fonseca, V., Vita-Finzi, C., Lima-Filho, F.P. y Saadi, A. 2005. Liquefaction-indu-ced structures in Quaternary alluvial gravelsand gravelly sediments, NE Brazil. EngineeringGeology 76: 191-208.

Bunger A.P. y Detournay, E. 2007. Early time so-lution for a penny-shaped hydraulic fracture.Journal of Engineering Mechanics - ASCE 133:534-540.

Callot, P., Odonne, F. y Sempere, T. 2008. Liqui-fication and soft-sediment deformation in a li-mestone megabreccia: The Ayabacas giant co-llapse, Cretaceous, southern Peru. SedimentaryGeology 212: 49-69.

Chebli, W., Nakayama, O., Sciutto, J. y Serraiotto,A. 1975. Estratigrafia del Grupo Chubut en laregión central de la Provincia homónima. 6°Congreso Geológico Argentino, Actas 1: 375-392, Bahía Blanca.

Chunga, K., Livio, F., Michetti, A. y Serva, L. 2007.Synsedimentary deformation of Pleistoceneglaciolacustrine deposits in the Albese conCassano Area (Southern Alps, Northern Italy),and possible implications for paleoseismicity.Sedimentary Geology 196: 59-80.

Codignotto J., F. Nullo, J. Panza y Proserpio, C.1978. Estratigrafía del Grupo Chubut entre Pasode Indios y Las Plumas, Provincia de Chubut,Argentina. 7° Congreso Geológico Argentino,Actas 1: 471-480, Buenos Aires.

Collinson, J., Mountney, N. y Thompson, D. 2006.Sedimentary structures. Terra Publishing, 292p., Harpenden.

Cortiñas, J. 1996. La Cuenca de Somuncura-Ca-ñadón Asfalto: Sus límites, ciclos evolutivos delrelleno sedimentario y posibilidades explora-torias. 8° Congreso Geológico Argentino y 3°Congreso de Exploración de Hidrocarburos,Actas 1: 147-163, Buenos Aires.

Eichhubl, P. y Behl, R.J. 1998. Diagenesis, defor-mation, and fluid flow in the Miocene MontereyFormation of coastal California. En Eichhubl,P. (ed.) SEPM Pacific Section, Special Publi-cation 83: 5-13.

Fard, A.M. y Van Loon A.J. 2004. Deformation ofan early Preboreal deposit at Nykvarn (SESweden) as a result of the bulldozing effect of agrounding iceberg. Sedimentary Geology 165:355-369.

Fernandes, L.A., Castro, A.B. y Basilici, G. 2007.Seismites in continental sand sea deposits ofthe Late Cretaceous Caiuá Desert, Bauru Basin,Brazil. Sedimentary Geology 199: 51-64.

Figari, E. y Courtade, S. 1993. Evolución Tectose-dimentaria de la Cuenca Cañadón Asfalto,Chubut, Argentina. 12° Congreso GeológicoArgentino y 2° Congreso de Exploración deHidrocarburos, Actas 1: 66-77, Mendoza.

Figari, E., Courtade, S. y Homovc, J. 1992. Es-tructura de la Cuenca de Cañadon Asfalto. YPF,Comisión Geológica No 2 (Inédito), 56 p.,Buenos Aires.

Foix, N., Paredes, J. y Giacosa R. 2008. Paleo-earth-quakes in passive-margin settings, an examplefrom the Paleocene of the Golfo San JorgeBasin, Argentina. Sedimentary Geology 205:67-78.

Ghiglione, M.C. 2002. Diques clásticos asociadosa deformación transcurrente en depósitos sin-orogénicos del Mioceno inferior de la CuencaAustral. Revista de la Asociación GeológicaArgentina 57: 103-118.

González de Vallejo, L., Tsigé, M. y Cabrera, L.2005. Paleoliquefaction features on Tenerife(Canary Islands) in Holocene sand deposits.Engineering Geology 76: 179-190.

Gruszka, B. y Van Loon, A.J. 2007. Pleistoceneglaciolacustrine breccias of seismic origin inan active graben (central Poland). SedimentaryGeology 186: 19-26.

Hall, R.C.B. y Els. B.G. 2002. The origin and sig-nificance of load-induced deformation struc-tures in soft-sediment and lava at the base ofthe Archaean Ventersdorp Supergroup, SouthAfrica. Journal of African Earth Sciences 35:135-145.

Horváth, Z., Michéli, E., Mindszenty, A. y Berényi-Uveges, J. 2005. Soft-sediment deformationstructures in Late Miocene-Pleistocene sedi-ments on the pediment of the Mátra Hills(Visonta, Atkár,Verseg): Cryoturbation, loadstructures or seismites?. Tectonophysics 410:81-95.

Kay, S., Gorring, M. y Ramos, V. 2004. Magmaticsources, setting and causes of Eocene to RecentPatagonian plateau magmatism (36°S to 52°S


latitude). Revista de la Asociación GeológicaArgentina 59: 556-568.

Le Heron, D.P., Sutcliffeb, O.E., Whittingtona,R.J. y Craigc. J. 2005. The origins of glaciallyrelated soft-sediment deformation structuresin Upper Ordovician glaciogenic rocks: impli-cation for ice-sheet dynamics. Palaeogeography,Palaeoclimatology, Palaeoecology 218: 75- 103.

Maltman, A. 1994. The geological deformation ofsediments. Chapman and Hall, 362 p., London.

Middleton, G.V. y Hampton, M.A. 1976. Suba-queous sediment transport and deposition bysediment gravity flows. En: Stanley, D.J. ySwift, D.J.P. (eds) Marine Sediment Transportand Environmental Management. John Wiley,p. 197-218, New York.

Mohaghegh, S., Balanb, B., Platon, V. y Ameri. S.1999. Hydraulic fracture design and optimiza-tion of gas storage wells. Journal of PetroleumSscience and Engineering 23: 161-171.

Montenat, C., Barrier, B., Ott d'Estevou, P. yHibsch, C. 2007. Seismites: An attempt at cri-tical analysis and classification. SedimentaryGeology 196: 5-30.

Moretti, M. y Sabato, L. 2007. Recognition of trig-ger mechanisms for soft-sediment deformationin the Pleistocene lacustrine deposits of the SantArcangelo Basin (Southern Italy): Seismic shockvs. overloading. Sedimentary Geology 196: 31-45.

Mörner, N. 2005. An interpretation and catalogueof paleoseismicity in Sweden. Tectonophysics408: 265-307.

Moss, S.J. y Howells, C. 1996. An anomalouslylarge liquefaction structure, Oligocene, OmbilinBasin, West Sumatra, Indonesia. Journal ofSoutheast Asian Earth Sciences 14: 71-78.

Murton, J. 2001. Thermokarst sediments and se-dimentary structures, Tuktoyaktuk Coastlands,western Arctic Canada. Global and PlanetaryChange 28:175-192.

Nakayama, C., Sciutto, J.C., Castrillo, E. y Fernan-dez, C. 1978. Contribución al conocimientogeológico del sector noreste de la provincia deChubut. 7° Congreso Geológico Argentino,Actas 1: 657-670, Buenos Aires.

Náñez, C. y Malumián, N. 2008. Paleobiogeografíay paleogeografía del Maastrichtiense marino dela Patagonia, Tierra del Fuego y la PlataformaContinental Argentina, según sus foraminíferosbentónicos. Revista Española de Paleontología23: 273-300.

Navarro, E., Marcela Borel, C., Guler, V. y Astini,

R. 2008. Anatomía y facies asociadas a una su-perficie transgresiva en un mar epicontinentalpatagónico, Formación La Colonia, Telsen,Chubut. 12° Reunion Argentina de Sedimento-logía, Actas: 126, Buenos Aires.

Obermeier, S. 1996. Use of liquefaction-inducedfeatures for paleoseismic analysis. An overviewof how seismic liquefaction features can be dis-tinguished from other features and how theirregional distribution and properties of sourcesediment can be used to infer the location andstrength of Holocene paleo-earthquakes.Engineering Geology 44: 1-76.

Obermeier, S. 1998. Seismic liquefaction features:examples from paleosismic investigations inthe continental United States. United StatesGeological Survey, Open File Report 98-488:http://pubs.usgs.gov/of 1998/398-488/.

Obermeier, S., Olson, S. y Greend, R. 2005. Fieldoccurrences of liquefaction-induced features:a primer for engineering geologic analysis ofpaleoseismic shaking. Engineering Geology 76:209-234.

Ortner, H. 2007. Styles of soft-sediment defor-mation on top of a growing fold system in theGosau Group at Muttekopf, Northern calca-reous Alps, Austria: Slumping versus tectonicdeformation. Sedimentary Geology 196: 99-118.

Papathanassiou, G. Pavlides, S., Christaras, B. yPitilakis, K. 2005. Liquefaction case historiesand empirical relations of earthquake. magni-tude versus distance from the broader Aegeanregion. Journal of Geodynamics 40: 257-278.

Rodriguez-Lopez, J., Meléndez, N., Soria, A. R.,Liesa, C. y Van Loon, A. 2007. Lateral variabi-lity of ancient seismites related to differences insedimentary facies (the synrift Escucha Forma-tion, mid-Cretaceous, eastern Spain). Sedimen-tary Geology 201: 461-484.

Rodríguez-Pascua, M., Calvo, J.P., De Vicente, G.y Gómez-Gras, D. 2000. Soft-sediment defor-mation structures interpreted as seismites inlacustrine sediments of the Prebetic Zone, SESpain, and their potential use as indicators ofearthquake magnitudes during the Late Mio-cene. Sedimentary Geology 135: 117-135.

Rossetti, D. y Góes, A. 2000. Deciphering the se-dimentological imprint of paleoseismic events:an example from the Aptian Codo Formation,northern Brazil. Sedimentary Geology 135:137-156.

Rossetti, D. y Santos Jr., E. 2003. Events of sedi-

ment deformation and mass failure in UpperCretaceous estuarine deposits (Cametá Basin,northern Brazil) as evidence for seismic acti-vity. Sedimentary Geology 161: 107-130.

Rossetti, D., Bezerra, H., Góes, M. y Neves, B.2010. Sediment deformation in Miocene andpost-Miocene strata, Northeastern Brazil:Evidence for paleoseismicity in a passive mar-gin. Sedimentary Geology. doi:10.1016/j.sed-geo.2010.02.005.

Samaila, N.K., Abubakar M.B., Dike, E.C. yObaje, N.G. 2006. Description of soft-sedi-ment deformation structures in the CretaceousBima Sandstone from the Yola Arm, UpperBenue Trough, Northeastern Nigeria. Journalof African Earth Sciences 44: 66-74.

Sellés Martinez, J. 1996. Concretion morphology,classification and genesis. Earth-Science Re-views 41: 177-210.

Sims, J.D. 1975. Earthquake-induced structures insediments of Van Norman Lake, San Fernando,California. Science 182: 161-163.

Simms, M.J. 2003. Uniquely extensive seismitefrom the latest Triassic of the United Kingdom:Evidence for bolide impact? Geology 31: 557-560.

Singh, S y Jain, A. 2007. Liquefaction and fluidi-zation of lacustrine deposits from Lahaul-Spitiand Ladakh Himalaya: Geological evidencesof paleoseismicity along active fault zone.Sedimentary Geology 196: 47-57.

Upadhyay, R. 2003. Earthquake-induced soft-se-diment deformation in the lower Shyok rivervalley, northern Ladakh, India. Journal ofAsian Earth Sciences 21: 413-421.

Van Loon, A. 2003. How 'hard' are hard-rock de-formations? Earth-Science Reviews 61: 181-188.

Williams, G. 1996. Soft-sediment deformation struc-tures from the Marinoan glacial succession,Adelaide foldbelt: implications for the palaeo-latitude of late Neoproterozoic glaciations.Sedimentary Geology 106: 165-175.

Wong, T., David, C. y Menedez, B. 2004. Mecha-nical Compaction. En Guéguen, Y. y Boutéca,M. (eds.) Mechanics of fluid saturaded rocks.International Geophysics Series 89: 323-356.

Wood, H.O. y Neumann, F. 1931. Modified Mer-calli intensity scale of 1931. Seismological So-ciety of America 21: 277-283.

Recibido: 22 de septiembre, 2009Aceptado: 10 de agosto, 2010


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