Estratigrafía Secuencial

www.ingenieriageofisica.com

UNMSM/IRD

INTRODUCCIÓN A LA ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL Texto del curso dictado en abril-mayo del 2008 en el IRD de Lima por René Marocco IRD 20/01/2009

La finalidad del curso es presentar los conceptos básicos de la Estratigrafía Secuencial a personas no vertidas en este método, para que puedan leer, sin mayor problema de conceptos teóricos y de vocabulario, publicaciones especializadas.

Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008

CONTENIDO

Tema

página

Contenido……………………………………………………………………………………………….

2

Nota liminar……………………………………………………………………………………………

3

Introducción…………………………………………………………………………………………..

4

1- Los cambios de nivel de base. Transgresión y regresión……………………. • 1.1. Fluctuaciones del nivel de base…………………………………………….. • 1.2. Transgresiones y regresiones…………………………………………………

8 9 10

2- Las terminaciones estratales y los principales tipos de superficies en estratigrafía secuencial………………………………………………………………………… • 2.1 Los tipos de terminaciones estratales…………………………………….. • 2.2. Las superficies en estratigrafía secuencial……………………………

15 15 15

3- Los cortejos sedimentarios o Cortejos de sistemas (systems tracts)… • 3.1. Cortejo de bajo nivel (lowstand systems tract)……………………… • 3.2. Cortejo transgresivo (transgressive systems tract)………………… • 3.3. Cortejo de alto nivel (High systems tract)……………………………… • 3.4. Cortejo de caída del nivel de base (Falling stage systems tract) • 3.5 Cortejo regresivo (Regressive systems tract)………………………….

25 26 28 30 31 33

4- Los modelos de secuencias………………………………………………………………… • 4.1. La secuencia de depósito………………………………………………………… • 4.2. La secuencia genética………………………………………………………………… • 4.3. La secuencia transgresiva-regresiva…………………………………………… • 4.4. Las parasecuencias…………………………………………………………………

35 36 37 37 37

5- Conclusiones………………………………………………………………………………………….. 41 Bibliografía……………………………………………………………………………………………….. 42


2


NOTA LIMINAR

Desde los años 90 la estratigrafía secuencial se ha vuelto una herramienta indispensable para todo estudio litoestratigráfico cuya finalidad es reconstruir la evolución de una cuenca sedimentaria: determinación de la extensión espacial de los cuerpos sedimentarios principales, previsión de la arquitectura del relleno sedimentario a partir de observaciones de campo puntuales y de documentos de subsuelo, determinación de los fenómenos responsables del control de la sedimentación (eustatismo, tectónica, clima, etc.). Los problemas mayores encontrados por los no especialistas que tratan de analizar una serie sedimentaria en términos de estratigrafía secuencial vienen del vocabulario y de las nociones de relación entre fluctuación del nivel del mar-tasa de sedimentaciónmigración de la costa. Si uno no ha estudiado los aspectos teóricos de la estratigrafía secuencial tendrá dificultad por entender porque podemos tener una sedimentación progradante (es decir “regresiva”) mientras se produce un levantamiento del nivel del mar (caso de una regresión normal). También el no especialista puede tener problemas en el manejo de los nombres de los diferentes cortejos sedimentarios (systems tracts).

una introducción a esta disciplina para que los geólogos interesados en leer textos tratando de series sedimentarias analizadas secuencialmente, lo puedan hacer sin tener necesariamente un conocimiento teórico completo del tema. Esta “Introducción a la Estratigrafía Secuencial” se inspiró principalmente de las publicaciones de O. Catuneanu cuyas referencias podrán encontrar en la bibliografía que daremos al final del texto. Finalmente, debo indicar que este texto utiliza muchas ilustraciones extraídas de libros publicados y para las cuales no pedí autorizaciones de reproducción a las editoras; por esta razón, este texto es de uso exclusivamente interno a los estudiantes en Geología que llevaron el curso “Introducción a la Estratigrafía Secuencial” que dicté en abril-mayo del 2008 en el auditórium de la representación del IRD en el Perú. Se les ruega tener mucho cuidado en la eventual reproducción y utilización de esta introducción a la estratigrafía secuencial.

El texto que sigue debe ser considerado, no como un tratado de Estratigrafía Secuencial, pero simplemente como www.ingenieriageofisica.com

3


INTRODUCCIÓN Definición de la Estratigrafía Secuencial La definición de la Estratigrafía Secuencial que ha dado O. Catuneanu en su artículo publicado en 2002 (ver “Bibliografía”) me parece excelente; es la que usaremos para redactar esta introducción. La estratigrafía secuencial es el paradigma más reciente y, tal vez, el más revolucionario en geología sedimentaria. Ha renovado los métodos del análisis estratigráfico. A la diferencia de los otros tipos más convencionales de análisis estratigráficos, tales como la bioestratigrafía, la litoestratigrafía o la magneto- estratigrafía que consisten esencialmente en la colección de datos, la estratigrafía secuencial se construye tomando en cuenta: •

La reconstrucción de los parámetros de controles alógenos al momento de la sedimentación y,

•

La predicción de las arquitecturas de facies en las zonas no todavía estudiadas.

El primer aspecto suscitó (y sigue suscitando) un gran debate entre los partidarios del control eustático vs los del control tectónico de la sedimentación. El segundo aspecto proporciona a la industria petrolera una excelente herramienta de correlación para la exploración y el análisis de las cuencas. Sin embargo, esto no quiere decir que la estratigrafía secuencial es el triunfo de la interpretación sobre los datos, o que la estratigrafía secuencial se ha desarrollado independientemente de las otras disciplinas de la geología. De hecho, la estratigrafía secuencial se construye a partir de los datos existentes; ella necesita un buen conocimiento de la sedimentología y del análisis de las facies. La estratigrafía secuencial establece las relaciones entre la sedimentología, el análisis de las cuencas y los diferentes tipos de análisis estratigráficos convencionales.


4


Aspectos históricos La estratigrafía secuencial es a menudo considerada como una mera extensión de la estratigrafía sísmica de los años 70. Sin embargo, ya a principios del Siglo XX, ciertos autores escribieron sobre las relaciones existentes entre sedimentación, discontinuidades y variación del nivel de base - que son la base de la estratigrafía secuencial (Grabau, 1913; Barrel, 1917; Sloss et al., 1949; Sloss, 1962; etc.). El término de “secuencia”, también básico en estratigrafía secuencial, fue introducido por Sloss et al. (1949) para definir una unidad estratigráfica limitada por dos discontinuidades subaéreas. Sloss subrayó la importancia de estas discontinuidades y subrayó también la importancia de la tectónica en su génesis, ignorada por los partidarios de la estratigrafía sísmica. La estratigrafía sísmica, cuando apareció en los años 1970 (Vail, 1975 ; Vail et al, 1977), provocó una revolución en la estratigrafía. Conjuntamente con el concepto de estratigrafía sísmica se publicó la carta de los ciclos globales (Vail et al., 1977), basada sobre el postulado que el eustatismo es el motor principal de la formación de las secuencias y de la ciclicidad estratigráfica. Cuando se incorporaron a la estratigrafía sísmica los datos de campo y de perforaciones, se pasó a la estratigrafía secuencial ; esto fue en los años 1980 (ver por ejemplo Posamentier et al., 1988 ; Posamentier y Vail, 1988 ; Van Wagoner et al., 1990). Pero, en su comienzo, la estratigrafía secuencial presentaba el eustatismo global como el principal (y para muchos autores el único) motor de la génesis de las secuencias ; la carta de los ciclos eustáticos globales (la carta de Vail) constituía con la estratigrafía secuencial un conjunto inseparable. El paso, en los años 1990, de la noción de variación del nivel del mar (es decir de la noción de eustatismo global) a la de variación relativa del nivel del mar constituyó un avance mayor en la estratigrafía secuencial. Con esta nueva noción de variación relativa del nivel del mar (o del nivel de base), no intervienen las consideraciones relativas a las fluctuaciones del nivel eustático o de la tectónica en la determinación de las secuencias o de los otros elementos (cortejos sedimentarios, superficies estratigráficas) de la estratigrafía secuencial. Por el contrario, la naturaleza de las superficies y la de la relación de las unidades estratigráficas entre ellas, son consideradas como elaboradas según una curva de los cambios relativos del nivel del mar que toma en cuenta tanto lo que corresponde al eustatismo, a la tectónica y a los otros controles alógenos de la sedimentación.


5


Algunas definiciones 1En primer lugar veremos algunas definiciones de la estratigrafía secuencial que dieron diferentes autores en diferentes épocas. Para Posamentier et al. (1988) y Van Wagoner (1995), la estratigrafía secuencial es el estudio de las relaciones entre las rocas sedimentarias de un conjunto de estratos ligados genéticamente y limitado (este conjunto) por superficies de erosión, de no-sedimentación o por sus concordancias correlativas (ver a continuación el significado de “concordancia correlativa”). Concordancia correlativa En la figura la linea xx' representa el límite superior de una secuencia. A es el punto donde el nivel del mar intercepta al continente (en otras palabras A es la línea de costa). En la parte por encima del nivel del mar (la parte ubicada a la izquierda del punto A) reina la erosión subaérea; en esta porción, el límite entre la dos secuencias es una superficie de erosión subaérea. Entre A y B , zona submarina, actúa la erosión marina (olas, tormentas, etc.). Aquí también la superficie limitan-do las dos secuencia será una superficie de erosión, menos espectacular que la erosión subaérea. La parte de la cuenca ubicada a la derecha del punto B corresponde a una zona submarina alejada de los efectos de la erosión de las olas o de las tormentas. Es decir que no hay interrupción de la sedimentación marina entre la secuencia anterior y la actual. El límite entre las dos secuencias es teórico y se llama « concordancia correlativa » (i. e. correlativa de la superficie de erosión).

Para Galloway (1989), la estratigrafía secuencial es el análisis de los conjuntos de sedimentación cíclicos presentes en las sucesiones estratigráficas, así que de su desarrollo en respuesta a las fluctuaciones de la alimentación sedimentaria y del espacio disponible para la sedimentación. Embry (2001) piensa que el reconocimiento y la correlación de las superficies estratigráficas subrayan cambios en los sistemas de depósito de las series sedimentarias. Tales cambios se deben a la interacción de la sedimentación, de la erosión y de la fluctuaciones del nivel de base; se los puede determinar por el análisis sedimentológico y el estudio de las relacione geométricas. Notamos que la noción de sedimentación y la de fluctuación del nivel de base son distintas. Algunas palabras-clave:

Ciclicidad. Una secuencia es un ciclotema, i.e. corresponde a un ciclo estratigráfico.


6


Estructura temporal: Al comienzo de la estratigrafía secuencial, las superficies limitando las secuencias, debido al modelo eustático global, se consideraban como línea de tiempo. Actualmente, para las correlacione a gran escala, es necesario un control temporal independiente.

Estratos ligados genéticamente: No existe hiato mayor en el seno de una secuencia.

2- En estratigrafía secuencial se usan algunos conceptos que vale la pena definir. .Sistema de depósito: Conjunto tridimensional de facies cuyos procesos de formación son ligados y que registran los principales elementos de la paleogeografía. Ejemplos de sistemas de depósito son el sistema fluvial el sistema deltáico, o el sistema de abanico profundo (deep sea fan). Un sistema de depósito evoluciona lateralmente hacia el sistema adyacente, constituyendo asociaciones lógicas de elementos paleo-geomorfológicos (ver más abajo “cortejo sedimentario” o system tracts¨). Por ejemplo, el sistema fluvial pasa lateralmente al sistema deltáico. .Los cortejos sedimentarios (system tracts): Asociación de sistemas de depósitos contemporáneos, formando la subdivisión de una secuencia. El cortejo sedimentario se interpreta en base al patrón de apilamiento de ls capas, sobre su posición en l secuencia y sobre el tipo de superficies limitándolo. El timing del cortejo sedimentario se deduce de una curva que describe las fluctuaciones del nivel de base. . Secuencias: Sucesión relativamente concordante de estratos ligados genéticamente y limitados por discontinuidades o sus concordancias correlativas. Las secuencias y lo cortejos sedimentarios están limitados por superficies estratigráficas que marcan un evento específico en la historia sedimentaria de la cuenca. Tales superficies pueden ser concordantes o discordantes; indican un cambio en el régimen de la sedimentación de una y otra parte del límite. La secuencia corresponde a un ciclo estratigráfico completo de evolución progresiva del régimen de sedimentación. El carácter concordante o discordante de las superficies límites no es importante para delimitar la secuencia. Los conceptos de secuencia, de cortejo sedimentario y de superficie estratigráfica son independientes de la escala (es decir del tiempo de formación), del espesor o de la extensión lateral.


7


1 LOS CAMBIOS DEL NIVEL DE BASE TRANSGRESIONES Y REGRESIONES La noción de nivel de base ha sido el objeto (y sigue siéndolo) de debate en el seno de la comunidad de los geólogos que se interesan a las relaciones existentes entre la sedimentación y las fluctuaciones del nivel del mar. Para ciertos autores el nivel de base es el nivel del mar, es decir el punto del continente interceptado por el mar (o sea la línea de costa); para estos autores, el nivel de base es el punto donde los ríos penetran en el mar. Para otros, el nivel de base es una superficie de equilibrio entre la erosión y la sedimentación; tomando en cuenta que la erosión no deja de actuar cuando el río llega al mar, pues la erosión por las olas y las corrientes costeras es efectiva, y también la erosión submarina provocada por la corriente fluvial sobre el fondo del mar al nivel de la desembocadura.

Figura 1: El concepto de nivel de base, según Plummer y McGeary (1996). El perfil de equilibrio se ajusta constantemente a la altura de las zonas de aportes medida que actúan la erosión y/o la tectónica.

No entraremos en esta discusión (a veces al límite del bizantinismo) que ha sido muy bien desarrollada en Catuneanu (2002 y 2006), solo nos interesaremos a las fluctuaciones de este nivel de base y sus influencias sobre la sedi-


8


mentación. La figura 1 ilustra el concepto de nivel de base según Plummer y McGeary (1996). Sólo indicaremos que los perfiles de equilibrios de los ríos son muy importantes para entender los procesos de sedimentación en las zonas continentales. Cuando las zonas alimenticias de la sedimentación se levantan, los ríos tienden a desarrollar un equilibrio dinámico bajo forma de un perfil longitudinal regular. El perfil de equilibrio ha sido alcanzado cuando el río transporta su carga sin agradación ni degradación de los canales.

1.1. Fluctuaciones del nivel de base El concepto de espacio disponible para la sedimentación, concepto definido por Jervey (1988), es uno de los conceptos de base de la estratigrafía secuencial. Este espacio se crea o se destruye con las fluctuaciones del nivel de base. Hay que tomar en cuenta que el espacio disponible se reduce gradualmente debido a la acumulación sedimentaria. La figura 2 muestra la influencia de la acumulación sedimentaria y de la fluctuación del nivel de base sobre el espacio disponible para la sedimentación. A la diferencia del espacio disponible que depende, en parte, de la sedimentación, las fluctuaciones del nivel de base, ellas, son completamente independientes de la acumulación sedimentaria. Estas fluctuaciones reflejan modificaciones de numerosos factores de control: • externos (eustatismo, tectónica, clima) Figura 2: Creación o desaparición de espacio disponible

Figura 2: Creación o desaparición de espacio disponible

• diagenéticos (compactación de los sedimentos) • ambientales (energía de las olas, corrientes

marinas)


9


1.2. Transgresiones y regresiones El balance entre los cambios del nivel de base y la sedimentación controla las fluctuaciones del espesor de la capa de agua, así como las modificaciones transgresivas y regresivas de la línea de costa (figura 3).

Figura 3: Transgresión y regresión. 1: estado inicial; 2: Transgresión = migración de las facies hacia el continente; 3: Regresión = migración de las facies hacia el mar; 4: ciclo transgresión-regresión, la línea roja representa la superficie de máxima inundación.

Una transgresión es la migración hacia el continente de la línea de costa. Dicha migración provoca un movimiento de las facies hacia el continente, y una profundización del mar en la proximidad de la línea de costa. La retrogradación


10


(migración de las facies hacia el continente) es el patrón característico de la transgresión. Una regresión se traduce por una migración de la línea de costa hacia el mar y, por consiguiente, la migración de las facies hacia el mar. La progradación es el patrón característico de la regresión. La relación directa entre el hecho que el mar profundiza (en caso de transgresión) y disminuye de profundidad (en caso de regresión) es válida únicamente en las zonas cercanas a la costa. Mar adentro, los cambios de profundidad del mar no afectan a la sedimentación. En un mar profundo de 30 metros, una fluctuación de 15 metros del nivel del mar va a provocar un cambio en la litología y la organización de las facies. En cambio, en un mar profundo de 200 metros, la fluctuación de 15 metros no tendrá influencia en la sedimentación.

Subida relativa=Subsidencia+subida eustática

Subida relativa= Subida eustática (0 subsidencia)

Subida relativa=Subsidencia-caída eust. (subsidencia>caída eust.)

Subida relativa=Subsidencia (0 caída eust.)

Subida relativa=sub. eust.-levantamiento tectónico (sub. eust.>levantamiento tectónico)

Figura 4: Varios escenarios de subida del nivel relativo del mar, es decir de creación de espacio disponible para la sedimentación (= “transgresión”).

En función de la variación de los diferentes parámetros (fluctuaciones del nivel relativo del mar, subsidencia, levantamiento tectónico) se creará o desaparecerá espacio disponible para la sedimentación. La materialización de una transgresión o de una regresión será ilustrada por la creación (transgresión) o la desaparición (regresión) de espacio disponible para la sedimentación. Las figuras 4 y 5 ilustran varios escenarios para explicar la subida del nivel relativo del mar (transgresión, figura 4) o la baja relativa de dicho nivel (regresión figura 5).


11


Baja relativa=levant. Tectón.+caída eust.

Baja relativa=Caída eustática (0 subsidencia)

Baja relativa=levant. Tectón.+subida eust. (levant. Tectón.>subida eust.)

Baja relativa=Levant. Tectón. (0 cambio eust.)

Baja relativa=Caída eust.-subsidencia (caída eust.>subsidencia)

Figura 5: Varios escenarios de baja relativa del mar, es decir detrucción de espacio disponible (= “regresión”).

Las transgresiones se producen cuando la creación de espacio disponible es superior a la colmatación sedimentaria. De esto resulta una retrogradación de las facies. La superficie de erosión retrabajada por las olas durante la transgresión de la línea de costa se encuentra cubierta por los depósitos de frente de playa (shoreface). Efectivamente, así como se lo puede ver en la figura 6, cuando sube el nivel del mar en la línea de costa, las olas erosionan lo que antes se encontraba en la zona subaérea pero inmediatamente cercana al mar constituyendo una superficie de erosión. Subiendo el mar, esta superficie de erosión de primera etapa se encuentra ubicada a mayor profundidad, escapando a la erosión de las olas de segunda etapa. Sobre esta superficie de erosión se depositan sedimentos de shoreface.


12


Figura 6: Transgresión. Retrogradación de las facies de s sobre la superficie erosionada por las olas en la etapa anterior al inicio de la transgresión.

Existe dos tipos de regresiones: las regresiones forzadas (forced regressions) y las regresiones normales. La figura 7, según Catuneanu (2007) muestra cuando se producen los dos tipos de regresiones.

Figura 7: Los conceptos de transgresión y de regresión. Explicaciones en el texto. Según Catuneanu (2007). NR= Regresión normal; FR= Regresión forzada. Comentamos la figura 7. La curva de arriba representa las fluctuaciones del nivel de base, la de abajo la velocidad de las fluctuaciones en función del tiempo. Observamos lo que ocurre a partir de la parte izquierda de la ilustración. El nivel de base comienza a subir (el mar “sube”); a medida que el nivel de base se acerca de su punto más alto disminuye la velocidad de subida del nivel. A un cierto momento se detiene la subida, su velocidad pasa a 0. Antes de que se detenga la subida, hay un período durante el cual la velocidad de


13

Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 acumulación sedimentaria exceda la creación de espacio, es decir que estamos en un proceso de relleno, o sea de aparente “regresión”. Es lo que llamaremos el período de regresión normal. Después de haber subido y alcanzado su mayor nivel, el mar baja rápidamente; desaparece el espacio disponible. La velocidad de baja de nivel disminuye de velocidad y el mar alcanza su nivel más bajo. Toda esta fase de baja de nivel corresponde a la regresión forzada. Después de alcanzar su punto más bajo, el nivel de base no puede hacer otra cosa que quedarse estable o subir de nuevo. Al comienzo de la subida, la creación de espacio disponible está ocultada por la sedimentación y, mientras dura esta situación, el resultado es una regresión normal aunque estamos en un período de subida del nivel de base.

Con estas explicaciones podemos definir los dos tipos de regresiones. Las regresiones forzadas se producen durante los períodos de baja del nivel de base, cuando la línea de costa tiene que regresar cualquier que sea el aporte sedimentario. Esto provoca un proceso de erosión, tanto en dominio continental como en las zonas de poca profundidad del mar adyacente a la línea de costa. La erosión fluvial acompaña una progradación en offlap de los depósitos marino someros (de shoreface). Las regresiones normales se producen en las etapas tempranas y tardías de subida del nivel de base, cuando la tasa de sedimentación sobrepasa la débil tasa de subida del nivel de base. En este caso el espacio disponible creado es completamente contrarrestado por la acumulación sedimentaria. El patrón de acumulación de los sedimentos es, a la vez, una agradación vertical y una progradación de las facies hacia las zonas distales. La figura 8 ilustra los dos tipos de regresiones.

Figura 8: Regresión normal = agradación+progradación, no hay erosión Regresión forzada = progradación+erosión www.ingenieriageofisica.com

14


Dado el hecho que las transgresiones y las regresiones normales se producen durante los períodos de subida del nivel de base, las etapas transgresivas son más cortas que las etapas regresivas (normales y forzadas).


15


2 LAS TERMINACIONES ESTRATALES Y L0S PRINCIPALES TIPOS DE SUPERFICIES EN ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL Una parte importante de la interpretación de las series sedimentarias en término de análisis secuencial se basa en la determinación de las terminaciones (superiores e inferiores) de los estratos, y también sobre los tipos de superficies que generan las diferentes etapas de subida o baja del nivel de base (superficie de erosión continental, superficie de abrasión marina, superficie de mayor extensión del mar, etc.).

2.1. Los tipos de terminaciones estratales Las terminaciones estratales se definen por las relaciones geométricas entre los estratos y las superficies estratigráficas contra las cuales se terminan (figura 9). Los principales tipos de terminaciones estratales son los truncamientos, los toplaps, los onlaps, los downlaps y los offlaps. Estos conceptos (excepto el de truncamiento) fueron introducidos por la estratigrafía sísmica para definir la arquitectura de los reflectores sísmicos (Mitchum y Vail, 1977; Mitchum et al., 1977). En la tabla de la página damos las definiciones de los diferentes tipos de terminaciones estratales. Figura 9: Los principales tipos de terminaciones estratales. Notar que los basculamientos tectónicos pueden causar confusiones entre downlap y onlap. Según Emery y Myers (1996).

Las terminaciones estratales, entre otras cosas, permiten deducir el movimiento de la línea de costa, es decir las fluctuaciones del nivel de base. Por ejemplo, un onlap costero indica una transgresión; un offlap caracteriza una regresión forzada.

2.2. Las superficies en estratigrafía secuencial La superficies en estratigrafía son de diferentes tipos y de diferentes importancias, pero todas reflejan un cambio en los factores que controlan el ambiente de sedimentación. El ejemplo más espectacular de formación de una superficie es cuando el mar se retira (regresión forzada) y deja descubierta todo o parte de la plataforma continental. Esta zona que acaba de pasar del ambiente mariwww.ingenieriageofisica.com

16


no al ambiente subaéreo se encuentra sometida a los agentes erosivos continentales (por ejemplo la meteorización o la abrasión fluvial o eólica), que van a fabricar una superficie que constituirá, cuando regresará el mar, una nítida discontinuidad entre dos unidades marinas. Otros tipos de superficies son menos espectaculares: es el caso por ejemplo del límite entre una serie sedimentaria con un patrón progradante de acumulación y otra serie con un patrón retrogradante. Veremos más adelante que este tipo de superficie corresponde a un máximo de regresión, cuando termina une regresión normal y comienza un sistema sedimentario transgresivo.

LAS TERMINACIONES ESTRATALES Truncamiento: Terminación estratal contra una superficie de erosión supra yacente. Un toplap (ver más abajo) puede evolucionar en truncamiento; pero el truncamiento es más extremo que el toplap. El truncamiento implica sea el desarrollo de un relieve de erosión, sea el desarrollo de una discordancia angular. Toplap: Terminación de capas inclinadas (clinoformas) contra una superficie supra yacente de bajo ángulo. Dicha superficie es el resultado de un no-depósito (bypass sedimentario) con más o menos de erosión. La superficie del toplap representa el límite proximal de la unidad sedimentaria. En estratigrafía sísmica, el topset de un sistema deltáico (depósitos de llanura deltáica) puede ser demasiado delgado como para ser detectado como unidad individual (por debajo de la resolución sísmica). En este caso, el topset se puede confundir con el toplap (es el apparent toplap de la figura 10). Onlap: Terminación de estratos de bajo ángulo contra una superficie de mayor pendiente. En una cuenca abierta, el onlap caracteriza las zonas proximales. En una cuenca cerrada (un lago por ejemplo) el onlap se produce tanto en las zonas distales como en las zonas proximales. • • •

El onlap marino se desarrolla en los taludes continentales generalmente durante las transgresiones. El onlap costero corresponde a los estratos del frente de playa inferior que avanzan sobre la superficie de “ravinement” durante la transgresión de la línea d e costa. El onlap fluvial corresponde al desplazamiento hacia el continente de la terminación aguas arriba de la agradación de un sistema fluvial durante la subida del nivel de base (transgresión o regresión normal).

Downlap: Terminación de estratos inclinados contra una superficie de menor pendiente. Los dowlaps son comunes en las bases de las clinoformas de progradación. Offlap: Cada clinoforma deja a descubierto, durante su sedimentación, parte de la clinoforma anterior. Esto se produce durante la caída del nivel de base en las regresiones forzadas.

En la estratigrafía secuencial se definen las superficies en relación a dos curvas, una que describe las fluctuaciones de la línea de costa (línea “Base level curve” de la figura 11), la otra que describe los movimientos de la línea de costa (“Transgressive-Regressive curve”). Durante los períodos de regresión norwww.ingenieriageofisica.com

17


mal, cuya evolución está controlada por las interrelaciones, al nivel de la línea de costa, entre el nivel de base y la alimentación sedimentaria (figura 7).

Figura 10: Expresión sísmica de un sistema de topset delgado. Según Catuneanu (2007)

En la figura 11, la curva de fluctuación del nivel de base es sinusoidal simétrica, lo que no es forzosamente siempre el caso. En el Pleistoceno del Golfo de México, las etapas de baja del nivel de base son más largas que las de subida, debido al hecho que toma más tiempo fabricar los casquetes de hielo que derretirlos (Blum, 2001). El control tectónico de las fluctuaciones del nivel de base puede también producir curvas disimétricas, por ejemplo en las cuencas de antepaís (foreland basins) de los orógenos.

Las superficies de la estratigrafía secuencial se usan como límites de los cortejos sedimentarios y también de las secuencias (un cortejo es una división de una secuencia). Las superficies internas a los cortejos pueden tener una expresión física muy fuerte, pero son de un rango jerárquico inferior a las superficies de la estratigrafía secuencial. En la tabla más abajo se mencionan las principales superficies de la estratigrafía secuencial y las superficies internas.

2.2.1. Las discontinuidades subaéreas (SU en la figura 11) Las discontinuidades subaéreas son superficies muy importantes ya que constituye muy a menudo los límites de secuencias. Es una superficies de erosión o de no-depósito, creada, durante la caída del nivel de base, por procesos subaéreos tales como la erosión fluvial, la erosión eólica, la transferencia de los sedimentos sin depositarlos (bypass) o la edafogénesis. La discontinuidad subaérea se extiende progresivamente hacia las zonas distales de la cuenca mientras se produce la regresión forzada de la línea de costa. Alcanza su mayor extensión al final de la regresión forzada de la línea de costa.


18


Figura 11: Secuencias, cortejos sedimentarios y superficies estratigráficas en relación con la curva de fluctuación del nivel de base y la curva de fluctuación de la línea de costa (curva T-R: Transgresión-Regresión). SU = Discontinuidad subaérea. c. c .= Concordancia correlativa. BSFR = Superficie basal de regresión forzada. MRS = Superficie de máxima regresión. MFS = Superficie de máxima inundación. R = Superficie transgresiva de erosión por las olas (wave-ravinement). IV = Valle erosionado (incised valley). (A) = Creación de espacio disponible (subida del nivel de base). NR = Regresión normal. FR = Regresión forzada. LST = Cortejo de bajo nivel (Lowstand Systems Track). TST = Cortejo transgresivo (Transgresive Systems Track). HST = Cortejo de alto nivel (Highstand S. T.). FSST = Cortejo de baja de nivel (Falling Stage S. T.). RST = Cortejo regresivo (Regresive S. T.). DS = Secuencia de depósito. GS = Secuencia estratigráfica genética. TR = Secuencia transgresiva-transgresiva. Según Catuneanu (2007).

Las regresiones forzadas hacen que el sistema fluvial se ajusta al nuevo perfil de equilibrio, provocando una erosión fluvial y la reactivación del cavado de los www.ingenieriageofisica.com

19


valles. Las zonas inter-fluviales no reciben sedimentación y son sometidas a la edafogénesis. En cambio, una leve caída del nivel de base no induce obligatoriamente una erosión; sólo se puede manifestar por una modificación de la sinuosidad de los ríos.

LAS SUPERFICIES DE LA ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL

• • • •

Caída del nivel de base

Discontinuidad subaérea y sus concordancias correlativas Superficie basal de regresión forzada Superficie regresiva de erosión marina

Subida del nivel de base • • •

Superficie de máxima regresión Superficie de máxima inundación Superficie de erosión por las olas (ravinement)

LAS SUPERFICIES EN EL INTERIOR DE LOS CORTEJOS Regresión normal

Transgresión

Superficie interna de regresión normal

Superficie de inundación (otra que MRS, MFS, RS)

MRS: Superficie de máxima regresión; MFS: Superficie de máxima inundación; RS: Superficie de “ravinement”.

2.2.2. Las concordancias correlativas (correlative conformity) (c.c. en la figura 11) Se constituye en el ambiente marino al final de la caída del nivel de base. Es el paleo-fondo del mar al final de la regresión forzada que se correlaciona con la discontinuidad subaérea (fig. 11). El concepto de concordancia correlativa ha sido muy controvertido debido a la dificultad de identificarla tanto en el campo como en los testigos de perforación o en las diagrafías. A la escala de los datos sísmicos, la concordancia correlativa puede ser asimilada a la clinoforma que une el fondo de la cuenca a la diswww.ingenieriageofisica.com

20


continuidad subaérea. La concordancia correlativa separa las capas progradantes y en offlap de la regresión forzada de los depósitos suprayacentes de regresión normal que muestran un patrón en agradación. En el ambiente submarino profundo la concordancia correlativa se emplaza al tope del complexo progradante de abanico profundo.

2.2.3. La superficies basal de regresión forzada (basal surface of forced regression) (BSFR en la figura 11) La superficie basal de regresión marina representa el fondo del mar al comienzo de la caída del nivel de base (fig. 11 y 12). En las series marinas de poca profundidad, esta superficie puede ser concordante con el conjunto de los estratos, en este caso es difícil diferenciarla de la concordancia correlativa. En dominio profundo, la superficie basal de regresión forzada se emplaza en la base del complejo progradante del abanico profundo; representa el más antiguo flujo gravitacional asociado a la regresión forzada de la línea de costa.

2.2.4. La superficie regresiva de erosión marina La superficie regresiva de erosión marina es una superficie formada por la abrasión de las olas en la parte inferior de la playa (lower shoreface) durante la regresión forzada de la línea de costa, hasta que el frente de playa alcance un perfil cóncavo que corresponde a su posición de equilibrio con la energía de las olas. Esta superficie se emplaza en la base de los depósitos de frente de playa con base erosiva (figura 12). La formación de una superficie regresiva de erosión marina necesita que el fondo del mar en la zona de playa tenga una gradiente muy débil (por debajo de 0. 03°) y que el fondo del mar de la plataforma marina tenga una gradiente superior (de 0. 1 a 0. 3°). Deb ido a este contraste de gradiente, el descenso (por la regresión) de la zona de actividad de las olas por buen tiempo provoca la erosión de lo que era hace poco la playa inferior (lower shoreface) y la plataforma proximal (inner shelf). La figura 12 muestra un ejemplo de una ambiente dominado por las olas (ambiente subtidal de una costa abierta o de un delta dominado por las olas). En este caso, la erosión por las olas proporciona material sedimentario que compensa la erosión, lo que mantiene el perfil de equilibrio durante la baja del nivel de base.


21


Figura 12: Superficies estratigráficas que se forman como respuesta a una regresión forzada en un sistema costa/marino de poca profundidad dominado por las olas (según Catuneanu, 2007). El perfil del shoreface, en equilíbrio con la energía de las olas se preserva durante la regresión forzada debido a una combinación de los procesos de sedimentación en el shoreface superior y de erosión en el shorefase inferior. El paleo-fondo del mar del comienzo de la regresión forzada (superficie basal de regresión forzada) se encuentra preservado en la base del más antiguo lóbulo de regresión. Este lóbulo es retrabajado por la superficie regresiva de erosión marina en la zona distal respecto del punto de transición sedimentación/erosión. De esto resulta que el primer lóbulo de la etapa de baja del nivel de base tiene una base con paso progresivo con los sedimentos inferiores, mientras que los lóbulos más recientes tienen una base nítida, sin paso progresivo.


22


2.2 5. La superficie de máximo de regresión (MRS, maximum regresive surface) La superficie de máximo de regresión marca el punto entre la regresión y la transgresión que sigue (figura 11). Esta superficie separa las series progradantes inferiores (regresivas) de las series retrogradantes superiores (transgresivas). La MRS es generalmente concordante (conformable) con los sedimentos inferiores.

2.2.6. La superficie de máximo de inundación (MFS, maximum floodind surface) Es la superficie que marca el final de la transgresión de la línea de costa (figura 11, curva Transgressive/Regresssive). Esta superficie separa las series retrogradantes inferiores (ligadas a la transgresión) de las facies progradantes superiores (debidas a las regresiones normal y, después, forzada). En las líneas sísmicas, la superficie de máximo de inundación (MFS) se identifica como una superficie de downlap. El paso de las series retrogradantes a las series progradantes supra yacentes, se ubica durante la subida del nivel de base, cuando la tasa de sedimentación sobrepasa la tasa de subida del nivel. La superficie de máximo de inundación es generalmente concordante con los sedimentos inferiores (conformable) excepto en la plataforma distal (outer shelf) o en el talud superior donde la laguna de sedimentación1 puede dejar el fondo del mar expuesto a los procesos de erosión. En las series marinas la superficie de máximo de inundación se ubica al tope de de los sedimentos granodecrecientes transgresivos. Mar adentro, estos sedimentos transgresivos pueden reducirse a una serie condensada e, inclusive, ser ausentes. En este caso, la superficie de máximo de inundación se superpone y retrabaja a la superficie de máximo de regresión En el medio costero, la superficie de máximo de inundación se ubica al tope de las facies estuarinas más recientes (figura 11). En dominio continental, la superficie de máximo de inundación puede ser determinada por la presencia de influencias tidales en la areniscas fluviales. La superficie puede también ser marcada por el paso de un sistema en meandro a un sistema trenzado, o por una capa extensa de carbón.

1

En período de transgresión, la subida del nivel de base bloquea todo o parte de los aportes sedimentarios procedentes del continente.


23


2.2.7. La superficie de “ravinement”2 La superficie de “ravinement” es una superficie de abrasión por las olas, ubicada en la parte superior del frente de playa y que se elabora durante la transgresión de la línea de costa. Esta erosión puede sustraer hasta 10 o 20 metros de substrato en función del régimen de las olas. La superficie de ravinement, durante el movimiento de retrogradación de las facies, es recubierta en onlap por los depósitos transgresivos del frente de playa (shoreface): es lo que se llama el onlap costero.

Figura 13: Arquitectura de las facies y superficies estratigráficas al punto máximo de la transgresión de la línea de costa. 1. Costa abierta; 2. Zona de desembocadura. Explicación en el texto. Según Catuneanu (2007).

En una serie vertical que conservó el conjunto de la sucesión de las facies, la superficie de ravinement separa los sedimentos inferiores (arenas de playa en una costa abierta, o facies estuarinas en el caso de una desembocadura) de los sedimentos superiores constituidos por facies de frente de playa (shoreface) y de plataforma (shelf) (figura 13). La figura 13 muestra la forma en que se organizan las facies y las superficies estratigráficas cuando una transgresión llega a su punto máximo. La posición 2

Ravinement es una palabra francesa utilizada por los geólogos anglo-sajones. El ravinement es una forma de abrasión (por las olas o por un río) que carcome progresivamente el substrato.


24


de la superficie interna3 de regresión normal varía según que el tipo de línea de costa es una costa abierta o una desembocadura. La superficie de ravinement se ubica en la base de las facies transgresivas de shoreface. La superficie de máximo de inundación (MFS) separa las geometrías retrogradantes de las progradantes.

3

Además de las siete superficies que acabamos de ver y que limitan las secuencias o los cortejos sedimentarios, pueden existir fuertes discontinuidades dentro de los cortejos sedimentarios. Es lo Catuneanu (2002, 2007) llama “within-trend facies contact”. Estas discontinuidades pueden ser debidas a cambios en el medio de sedimentación acompañados por cambios correlativbos en la energía y el aporte sedimentario durante las transgresiones o las regresiones. El lector podrá encontrar una descripción exaustiva de estas superficies internas en Catuneanu (2007).


25


3 LOS CORTEJOS SEDIMENTARIOS o CORTEJOS DE SISTEMAS (SYSTEMS TRACTS) Los cortejos sedimentarios (systems tracts) constituyen las divisiones de las secuencias de depósitos. La figura 14 muestra que existen dos principales tipos de secuencias) en función de la naturaleza de los límites.

Figura 14: Definición de las secuencias de tipo 1 y de tipo 2. Según Vail et al., 1984; Galloway, 1989; Catuneanu, 2007).

Las secuencias de tipo 1 son las cuyos límites son superficies subaéreas que se extienden y afectan con fuerte erosión (excavación de valles) el conjunto de la plataforma continental. Cuando termina la regresión la línea de costa se encuentra al límite talud/plataforma continental. En las secuencias de tipo 2, sólo parte de la plataforma ha sido abandonada por el mar, la erosión de las partes emergidas es limitada.


26


Un aporte importante de los geólogos de Exxon a la estratigrafía secuencial es haber definido cortejos sedimentarios (systems tract) ligados a las diferentes fases de subida o de baja del nivel de base. Un cortejo sedimentario es una sucesión progresiva de depósitos sedimentarios genéticamente ligados, contemporáneos y limitados por superficies estratigráficas (ver capítulo anterior); el patrón de acumulación de los estratos es generalmente coherente: hay cortejos progradantes, otros retrogradantes4. Se reconocen cuatro cortejos sedimentarios (figura 15): • • • •

El cortejo de bajo nivel (lowstand systems tract) El cortejo transgresivo (transgressive systems tract) El cortejo de alto nivel (highstand systems tract) El cortejo de caída del nivel de base (Falling stage systems tract)

Ciertos autores agregan un quinto cortejo, el cortejo regresivo, que es la suma del cortejo de alto nivel, del cortejo de caída de nivel y del cortejo de bajo nivel. Se usa este cortejo regresivo cuando los datos de campo y de subsuelo no permiten diferenciar los diferentes cortejos agradantes y progradantes. Iniciaremos la descripción de los cortejos comenzando por el cortejo de bajo nivel que es el que corresponde al inicio de la subida del nivel de base.

3.1. El cortejo de bajo nivel (lowstand systems tract, LST) El LST tiene como límites: en su base la discontinuidad subaérea o su concordancia correlativa marina, en su tope la superficie de máximo de regresión (figura 11). Se constituye durante la etapa precoz de subida del nivel de base, cuando la tasa de subida está compensada por la tasa de sedimentación; estamos en contexto de regresión normal (figuras 7 y 11). El cortejo de bajo nivel incluye los sedimentos más gruesos de las partes marinas y no marinas des las series, es decir la parte inferior de las serie granodecreciente en ambiente continental, y la parte superior de la serie granocreciente en ambiente marino somero (figura 11). Los depósitos del cortejo de bajo nivel consisten en sedimentos no-marino (relleno de valles incisos, canales) y en depósitos marinos y costeros. El patrón de acumulación es progradante y, en el tope, agradante cuando la tasa de sedimentación equilibra la subida del nivel de base. Ya que el LST sigue la etapa de baja del nivel de base, etapa durante la cual todo o parte de la plataforma continental se encontraba emergida, dicho LST puede mostrar deltas con características geometrías de topset (figura 15). 4

Las arquitecturas progradante o retrogradante son las que dominan en un cortejo pero, muy a menudo, el patrón dominante puede ser precedido por una fase agradante que pasa paulatinamente al patrón principal.


27


Figura 15: Arquitectura general de los diferentes cortejos sedimentarios (según Catuneanu, 2002). E-FR: Comienzo de la Regresión forzada; I-FR: Final de la Regresión forzada tardía; eT: Comienzo de la Transgresión; I-T: Final de la Transgresión.

Por debajo de la zona de mayor actividad de las olas en período de buen tiempo, la extensión de las facies de plataforma puede ser limitada debido a la proximidad potencial de la línea de costa con el borde de la plataforma al final de la regresión forzada (figura 15). En este caso, se pasa directamente de las facies infra-tidales a las de talud (esencialmente flujos de gravedad).


28


El LST está limitado en su tope por la superficie de máxima regresión (MRS) suprayacida por los sedimentos del cortejo transgresivo. En las partes distales profundas del sistema el abanico sedimentario profundo está alimentado por flujos de gravedad de baja densidad procedentes de la desestabilización de parte de los sedimentos del prisma progradante de frente de playa (o de frente de delta en el caso de una desembocadura). En la figura 16 se presenta el conjunto del sistema sedimentario de bajo nivel.

Figura 16: Ambientes sedimentarios y sedimentación del cortejo de bajo nivel (según Catuneanu, 2003).

3.2. El cortejo transgresivo (TST) El cortejo transgresivo comienza a depositarse cuando la velocidad de subida del nivel de base sobrepasa la tasa de sedimentación. Así que, en su base, este cortejo tiene como límite la superficie de máximo de regresión (MRS) y, en su tope, la superficie de máximo de inundación (MFS). El cortejo transgresivo se identifica por su patrón de acumulación retrogradante (es decir granodecreciente) tanto en las series marinas como en las continentales. La parte marina del cortejo transgresivo se desarrolla en primer lugar en las zonas de poca profundidad, cerca de la línea de costa. Son los depósitos que se acumulan en onlap en la zona de shoreface. Más hacia el offshore se encuentran las series condensadas correlativas de los depósitos del shoreface, los depósitos gravitacionales y los sedimentos pelágicos.


29


La parte costera del cortejo transgresivo está compuesto por depósitos de playa, facies estuarinas y sistemas de islas barreras. La constitución y la preservación de las facies estuarinas depende de varios factores: la tasa de subida del nivel de base, de la profundidad de la erosión fluvial durante la etapa de de caída del nivel de base, del régimen de los vientos, de la erosión de las olas, de la gradiente topográfica de la línea de costa. La agradación costera se favorece de una fuerte tasa de subida del nivel de base, de poca ravinement y de una baja gradiente topográfica (lo que se da en una costa plana y abierta). En cambio, una fuerte gradiente topográfica induce una erosión costera en relación con una fuerte energía fluvial y un ravinement por las olas. Una fuerte gradiente topográfica no será favorable al emplazamiento de un estuario.

Figura 17: Ambientes sedimentarios y sedimentación en el cortejo sedimentario transgresivo durante la fase precoz de la transgresión. Según Catuneanu (2003).

La parte fluvial del cortejo transgresivo muestra influencias tidales (la línea de costa migra hacia el continente). Muestra también una organización vertical granodecreciente debida a la disminución gradual de la gradiente topográfica y de la energía fluvial por la agradación costera. La figura 17 muestra el funcionamiento de los ambientes sedimentarios durante el comienzo de la transgresión. La tasa elevada de subida del nivel de base provoca la retrogradación de las facies en la plataforma donde los sedimentos fluviales anteriores se encuentran entrampados por los sistemas fluviales, costeros o de aguas someras de la etapa transgresiva. Los procesos de ravinement por las olas erosionan los sedimentos deltáicos y de playa abierta de la etapa anterior de regresión normal, lo que sigue proporcionando arenas para los flujos turbidíticos de aguas profundas. Estos flujos turbidíticos son de baja densidad, idénticos a los de la etapa anterior de cortejo de bajo nivel. En la figura 18 se ven los ambientes sedimentarios durante el final de la transgresión. La mayor parte de los sedimentos terrígenos está entrampada en www.ingenieriageofisica.com

30


Figura 18: Ambientes sedimentarios y sedimentación en el cortejo sedimentario transgresivo durante la fase tardía de la transgresión. Según Catuneanu (2003).

el prisma sedimentario transgresivo que va de los ambientes fluviales a los de mar somero (fluvial, estuarino, deltáico, costa abierta y sedimentos de playa distal ). Otra parte de las arenas llega a la plataforma continental donde constituye macroformas generadas por las olas de tormenta y las corrientes de marea. Si el nivel de base tiene una subida rápida durante la transgresión, se produce una inestabilidad hidráulica en el borde de la plataforma continental, generando flujos de lodo en el mar profundo. El tope del conjunto de los sedimentos transgresivos está limitado por la superficie de máxima inundación.

3.3. El cortejo de alto nivel (HST) El cortejo de alto nivel tiene como límites, en su base la superficie de máximo de inundación y, al tope, una superficie compuesta que incluye la discontinuidad subaérea, la superficie regresiva de erosión marina y la superficie basal de regresión forzada (figura 11). Este cortejo (figura 15) representa la etapa tardía de la subida del nivel de base, cuando la tasa de subida del nivel es inferior a la tasa de sedimentación, ocasionando una regresión normal de la línea de costa. En la parte continental del sistema, se produce agradación fluvial con una tasa más importante en la proximidad de la línea de costa provocando una disminución correlativa de la pendiente topográfica. Por esta razón, la parte no marina del cortejo e alto nivel registra una disminución de la energía fluvial y, por consiguiente, una organización granodecreciente de las acumulaciones sedimentarias.


31


Figura 19: Ambientes sedimentarios y sedimentación en el cortejo de alto nivel. Según Catuneanu (2003).

En su parte marina, el cortejo de alto nivel se caracteriza por una organización granocreciente en relación con la migración de las facies hacia la cuenca. Las facies son de regresión normal con un patrón levemente progradante y/o agradante, según las variaciones diferenciales de las tasas de sedimentación y de creación de espacio. En ambiente silico-clástico, el HST comprende deltas con geometrías en topsets. Cuando la plataforma marina presenta condiciones para fabricar carbonatos, el HST es una plataforma carbonatada. La parte profunda de la cuenca (plataforma y talud) recibe esencialmente una sedimentación de grano fino pelágica o hemipelágica. Los sedimentos continentales y los de mar somero en la etapa de alto nivel de base tienen poca probabilidad de conservarse debido a la erosión subaérea y marina de la etapa siguiente de caída del nivel de base.

3.4. El cortejo de caída del nivel de base (FSST) El cortejo de caída del nivel de base está compuesto por todos los sedimentos que se acumulan en la parte marina de la cuenca durante la caída del nivel de base. En el mismo tiempo, la parte emergida del sistema está sometida a la erosión subaérea, formándose la discontinuidad subaérea. Los depósitos de mar somero muestran un patrón progradante y un offlapping característicos de este tipo de cortejo. Estos sedimentos de mar somero son los equivalentes cronológicos de los abanicos de mar profundo. El cortejo teórico de caída del nivel de base muestra el offlapping de los lóbulos de depósitos de frente de playa (shoreface), de las macroformas de plataforma www.ingenieriageofisica.com

32


marina, de los abanicos profundos, de los cuerpos sedimentarios del frente deltáico (figura 15). En la realidad, todos estos depósitos no coexisten forzosamente. El tipo de sedimentos de FSST que se depositan en un tiempo dado depende de la posición del nivel de base respecto al borde de la plataforma (shelf-break).

Figura 20: Constitución del cortejo de caída del nivel de base (FSST) cuando comienza una regresión forzada. Según Catuneanu (2003).

Si el nivel de base se encuentra por encima del borde del talud los depósitos del FSST se organizan en offlap y consisten en lóbulos de frente de playa (de shoreface), en macroformas de plataforma continental y en abanicos de talud y de cuenca. En este caso, los límites del FSST son superficies compuestas: al tope discontinuidad subaérea, concordancia correlativa, partes las más jóvenes de la superficie regresiva de erosión marina; en la base superficie basal de regresión forzada, las partes más antiguas de la superficie regresiva de erosión marina. La figura 20 ilustra esta situación de una línea de costa ubicada más arriba que el borde del talud; es generalmente la situación al comienzo de la regresión forzada. La mayoría de las arenas se entrampan en los lóbulos deltáicos en offlap (detached offlapping lobes). Los sedimentos finos tienden a acumularse en las aguas profundas bajo forma de turbiditas de muy baja densidad (mudflows). Si el nivel de base cae por debajo del borde del talud se constituye un delta de borde de plataforma con geometrías en offlap que prograda más allá del borde del talud y va a cubrir en downlap los abanicos submarinos. Al tope este sistema está limitado por la discontinuidad subaérea y su concordancia correlativa; en la base el límite es la superficie basal de regresión forzada. Tal situación se da cuando la regresión forzada está en su fase paroxismal (figura 21). La mayor parte de los sedimentos va hacia los abanicos de mar profundo que almacenan gran cantidad de arenas bajo forma de turbiditas arenosas de alta densidad. www.ingenieriageofisica.com

33


Figura 21: Cortejo de caída del nivel de base (FSST) al momento del paroxismo de la regresión forzada. Según Catuneanu (2003).

3. 5. El cortejo regresivo (RST) El cortejo regresivo es un cuerpo sedimentario compuesto constituido por los cortejos de Alto nivel (HST), de Caída del nivel de base (FSST) y de Bajo nivel (LST). El cortejo regresivo se usa cuando hay imposibilidad de diferenciar los diferentes cortejos regresivos en los documentos de subsuelo. El RST está limitado, en su base, por la superficie de máximo de inundación y, al tope, por la superficie de máximo de regresión; el RST se caracteriza por un patrón de acumulación progradante, tanto en sus partes continentales como marinas.

La figura 22 resume lo que vimos hasta ahora. Representa bajo forma de un diagrama de Wheeler la organización de los depósitos durante un ciclo regresivo-transgresivo en el caso de una sedimentación detrítica. Aparecen los cortejos con las superficies que los limitan, los patrones de acumulación (progradante, retrogradante, agradante). La figura 22 muestra también la organización granulométrica de los cuerpos sedimentarios, en la plataforma y en la cuenca. Vale notar que durante la sedimentación del cortejo de bajo nivel (LST), es decir durante la etapa de regresión normal, hay una diferencia de evolución granulométrica entre la plataforma (granocreciente) y la zona de talud/cuenca (granodecreciente): los materiales gruesos y arenosos se quedan entrampados en los depósitos agradantes fluviales y costeros, solo llegan a los abanicos profundos turbiditas lodosas de baja densidad. www.ingenieriageofisica.com

34


Figura 22: Diagrama de Wheeler mostrando la organización deposicional durante un ciclo completo regresión-transgresión, en un sistema sedimentario silico-clástico. Según Catuneanu (2002).


35


4 LOS MODELOS DE SECUENCIAS

Al comienzo de este texto, en “Introducción” definimos el término secuencia de la siguiente forma : Sucesión relativamente concordante de estratos ligados genéticamente y limitados por discontinuidades o sus concordancias correlativas. La secuencia es el elemento estratal fundamental en Estratigrafía Secuencial. Corresponde al conjunto de sedimentos depositados en un ciclo completo de cambio de nivel de base o de movimiento de la línea de costa, dependiendo del modelo de secuencia que se usa. Se usa corrientemente cinco modelos de secuencias que todos proceden de la secuencia de depósito de la estratigrafía sísmica. La figura 24 muestra estos cinco modelos cuyo origen es la secuencia definida por Sloss (1949).

Figura 23: Árbol genealógico de la estratigrafía secuencial. Según Donovan (2001). El paso a la estratigrafía secuencial sigue, cronológicamente, a la estratigrafía sísmica. Según Catuneanu (2002).

A partir de esta secuencia de Sloss que se puede definir como “sucesión relativamente concordante de estratos ligados genéticamente y limitada por discontinuidades” se llegó en los años ’70 y con el nacimiento de la Estratigrafía www.ingenieriageofisica.com

36


Sísmica a la noción de Secuencia de Depósito. En estratigrafía sísmica, el geólogo tiene como documento, ya no el afloramiento, pero el registro sísmico. Es decir que puede observar una unidad sedimentaria en su conjunto geográfico, con sus extensiones laterales y longitudinales. En estas condiciones, el mismo cuerpo sedimentario, la misma secuencia, muestran límites que varían en naturaleza entre dos puntos de la cuenca. Así, una misma secuencia podrá tener como límite, aquí una discontinuidad subaérea y en otro punto una concordancia correlativa. Es la definición de la secuencia de depósito (Secuencia de depósito I de la figura 23).

4.1. La secuencia de depósito Lo que diferencia las diferentes secuencias de depósito (II, III y IV) de la figura 23 es la ubicación de los límites secuenciales. Para el modelo de secuencia II (Posamentier et al., 1988), el límite de secuencia se toma en la base de los depósitos de regresión forzada, incluyendo una parte de la discontinuidad subaérea, de la concordancia correlativa y la parte proximal (la más antigua) de la superficie regresiva de erosión marina (figura 24, B).

Figura 24: Diferentes formas de delimitar las secuencias de depósito, entre el dominio fluvial y el dominio de shoreface. Según Catuneanu (2007).

En el caso del modelo de las secuencias III y IV (Hunt y Tucker, 1992), el límite de secuencia se ubica al tope de los depósitos de regresión forzada (figura 24, www.ingenieriageofisica.com

37


C) y comprende toda la discontinuidad subaérea, la concordancia correlativa y la porción distal (la más joven) de la superficie regresiva de erosión marina. Dicha superficie está cubierta por los depósitos de regresión normal del cortejo de bajo nivel. La discusión sobre las diferencias (esencialmente semánticas) entre los modelos de secuencia III y IV, ha sido ampliamente expuesta en Catuneanu (2007).

4. 2. La secuencia genética La secuencia estratigráfica genética, definida por Galloway (1989), tiene como límite la superficie de máximo de inundación (figura 11) y se organiza en varios cortejos: alto nivel, bajo nivel, transgresivo. La principal ventaja de usar este modelo es que la superficie de máximo de inundación es muy fácil de mapear en el conjunto de la cuenca. Las críticas a este modelo son de dos tipos. En primer lugar, la secuencia genética incluye en su seno a la discontinuidad subaérea, implicando que estratos que no tienen entre ellos ninguna relación genética estén agrupados en el seno de un mismo conjunto genético. En segundo lugar, el timing de las superficies de máximo de inundación depende de las inter-relaciones entre el nivel de base y la sedimentación, lo que implica que pueda existir un diacronismo entre estas superficies. En efecto, en una misma cuenca, el balance entre sedimentación y subida del nivel del mar no se produce en el mismo tiempo. En ciertas partes de la cuenca donde la sedimentación es más abundante que en otras, el nivel de base subirá menos rápidamente.

4.3. La secuencia transgresiva-regresiva (T-R) La secuencia T-R ha sido definida por Embry y Johannesen (1992). Como se lo puede apreciar en la figura 11, la secuencia T-R está limitada por superficies compuestas que pueden comprender discontinuidades subaéreas y/o superficies de ravinement con sus superficies correlativas de máximo de regresión. La superficie de máximo de inundación separa la secuencia T-R en un cortejo transgresivo inferior y otro regresivo superior (figuras 11 y 25).

4. 4. Las parasecuencias El término “parasecuencia” es uno de los más problemáticos del vocabulario litoestratigráfico. Su acepción varía de un autor a otro y, además, este término no tiene el mismo sentido según que se lo use en un trabajo de estratigrafía secuencial o en un trabajo de simple descripción sedimentológica de una serie. Según Van Wagoner (1995), una parasecuencia es “una sucesión de estratos o de grupos de estratos relativamente concordantes, genéticamente relacionadas y limitadas por superficies de inundación”. “Superficie de inundación” no debe ser confundido con “superficie de máximo de inundación” (MFS) que es la suwww.ingenieriageofisica.com

38


perficie que materializa el nivel más alto alcanzado por el mar durante un ciclo transgresivo. En la jerarquía del proceso del ciclo transgresión-regresión, la “superficie de inundación” tiene, en primer lugar, un rango muy inferior respecto a la “superficie de máximo de inundación”. En segundo lugar, una “superficie de inundación” se constituye durante los leves pulsos de alza del nivel de base, de orden inferior, que siempre ocurren durante una regresión (normal o forzada). Por esta razón, se habla muy a menudo de parasecuencia para describir los lóbulos progradantes y granocrecientes de los mares poco profundos en contexto de regresión (por ejemplo las sucesiones de lóbulos deltáicos de barras de desembocaduras).

La figura 26 ilustra esta noción de escala de observación. Dicha ilustración, adaptada de Catuneanu (2002) representa una evolución globalmente transgresiva (curva roja), que llamaremos “de primer orden”5. Esta evolución no es otra cosa que una tendencia global que, en término de estratigrafía secuencial, será un cortejo transgresivo (Transgressive Systems Tract, TST) materializado 5

El orden en la jerarquía de los eventos usado en este texto es el corrientemente admitido en la literatura anglo-sajona (el primer orden es el evento global y los segundo, tercero, cuarto, quinto… orden representan eventos cada vez más locales.


39


por la secuencia I. Si se observa más al detalle, se nota que esta evolución transgresiva se compone de largos períodos de transgresión

Figura 26: Superposición de las curvas de movimiento de la línea de costa. El orden inferior representa el movimiento real, mientras que el orden superior muestra la tendencia general. Modificado de Catuneanu (2002).

Interrumpidos por cortas regresiones (que pueden ser la expresión de disminuciones periódicas de la tasa de subida del nivel de base); es la curva anaranjada de la figura 26 que divide al TST en elementos A, B, C de segundo orden. A, B, C, D corresponden a lo que muchos trabajos describen como “parasecuencias”. Finalmente, las evoluciones de segundo orden se subdividen en episodios todavía de menor importancia (los elementos 1, 2, 3, 4, 5) representados por la curva celeste, correspondiendo a una tercera orden de observación.


40


5 CONCLUSIONES El texto que precede tiene como finalidad presentar una introducción a la lectura de publicaciones científicas o informes técnicos tratando de análisis de series sedimentarias en términos de estratigrafía secuencial. Todo lo que se presentó (superficies, cortejos sedimentarios, secuencias) son modelos teóricos que idealizan la realidad geológica en la medida en que son representaciones teóricas, simplificadas, en dos o tres dimensiones, de la arquitectura de las facies y de las superficies estratigráfica que el geólogo espera encontrar en el campo. En cada modelo de la estratigrafía secuencial se supone que la organización de los estratos en los cortejos y las superficies estratigráficas están controlados principalmente por las relaciones entre los cambios del nivel de base y la sedimentación en la línea de costa. Estas relaciones determinan los movimientos de la línea de costa así como las relaciones cronológicas de los cortejos sedimentarios con sus superficies-límites. Así, según este supuesto, la discontinuidad subaérea es el equivalente, en tiempo, del cortejo de caída del nivel de base (FSST); según este mismo supuesto se puede prever que la superficie de máximo de inundación se ubicará por encima de la discontinuidad subaérea. En la mayoría de los casos, se verifican las relaciones esperadas en función del modelo teórico; sin embargo, en las zonas de costa pueden aparecer modificaciones respecto al modelo. Por ejemplo, los efectos de los cambios de nivel de base sobre los procesos fluviales se extienden sólo sobre una zona limitada hacia aguas arriba; la extensión de la zona controlada por el cambio de nivel de base depende de la magnitud del cambio de nivel, de la influencia del clima y de la tectónica en las zonas de aportes. En ciertos casos, la influencia del clima es tal que los procesos de agradación y de erosión fluvial están controlados principalmente por las modificaciones del balance entre el caudal del río y su carga sólida, esta influencia del clima oculta, en parte, la influencia del cambio de nivel de base en la línea de costa. Otros problemas que plantea la realidad a la teoría, es la erosión de todo o parte de los cortejos sedimentarios. Superficies que, en teoría, deberían ser separadas una de otra por uno o varios cortejos sedimentarios pueden superponerse. Dichas erosiones son difíciles de evidenciar en el campo, sobre todo si el estudio se localiza en una región donde los afloramientos son escasos y diseminados. En cambio, estas lagunas de series por erosión son más fácilmente analizables en los registros sísmicos.


41


BIBLIOGRAFÍA La bibliografía que sigue no es solamente la lista de las referencias citadas en el texto. Es la lista de los textos que el lector podrá consultar para tener ideas sea sobre la estratigrafía secuencial en general o sobre tal o tal aspecto de este método de análisis de las series sedimentarias.

Blum, M.D., 1994. Genesis and architecture of incised valley fill sequences: a late Quaternary example from the Colorado River,Gulf Coastal Plain of Texas. In: Weimer, P., Posamentier, H.W.(Eds.), Siliciclastic Sequence Stratigraphy: Recent Developments and Applications, vol. 58. American Association of Petroleum Geologists Memoir, pp. 259-283 ). Blum, M.D., 2001. Importance of falling stage fluvial deposition: Quaternary examples from the Texas Gulf Coastal Plain and Western Europa. Seventh International Conference on Fluvial Sedimentology, Lincoln, August 6-10, Program and Abstracts,p. 61. Brown Jr., L.F., Fisher, W.L., 1977. Seismic stratigraphic interpretation of depositional systems: examples from Brazilian rift and pullapart basins. In: Payton, C.E. (Ed.), Seismic Stratigraphy—Applications to Hydrocarbon Exploration, vol. 26. American Association of Petroleum Geologists Memoir, pp. 213-248. Bruun, P., 1962. Sea-level rise as a cause of shore erosion. American Society of Civil Engineers Proceedings, Journal of the Waterways and Harbors Division 88, 117-130. Butcher, S.W., 1990. The nickpoint concept and its implications regarding onlap to the stratigraphic record. In: Cross, T.A. (Ed.), Quantitative Dynamic Stratigraphy. PrenticeHall, Englewood Cliffs, NJ, pp. 375-385. Catuneanu, O., 2002. Sequence stratigraphy of clastic systems: concepts, merits and


pitfalls. Geol. Soc. Africa. Presidential Review n° 1. Journal of African Earth Sciences, 35, pp. 1-43. Catuneanu, O., 2007. Principles of sequence stratigraphy. Elsevier, 2d ed. 399 p. Catuneanu, O., Eriksson, P.G., 1999. The sequence stratigraphic concept and the Precambrian rock record: an example from the 2.7-2.1 Ga Transvaal Supergroup, Kaapvaal craton. Precambrian Research 97, 215-251. Catuneanu, O., Sweet, A.R., Miall, A.D., 1997. Reciprocal architecture of Bearpaw T–R sequences, uppermost Cretaceous, Western Canada Sedimentary Basin. Bulletin of Canadian Petroleum Geology 45 (1), 75-94. Catuneanu, O., Willis, A.J., Miall, A.D., 1998. Temporal significante of sequence boundaries. Sedimentary Geology 121, 157-178. Catuneanu, O., Sweet, A.R., Miall, A.D., 1999. concept and styles of reciproca] stratigraphies: Western Canada foreland system. Terca Nova 11, 1–8. Christie-Blick, N., 1991. Onlap, offlap, and the origin of unconformitybounded depositional sequences. Marine Geology 97, 3556. Cross, T.A., 1991. High-resolution stratigraphic correlation from the perspectivas of base-level cycles and sediment accommodation. In: Dolson, J. (Ed.), Unconformit Relatad Hydrocarbon Exploration and Accumulation in Clastic and Carbonato Set-

42

Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 tings, short course notes. Rocky Mountain Association of Geologists, pp. 28-41.

notes. Canadian Society of Petroleum Geologists., 167 pp.

Curray, J.R., 1964. Transgressions and regressions. In: Millar, R.L. (Ed.), Papers in Marine Geology. Macmillan, New York, pp. 175-203.

Embry, A.F., Johannessen, E.P., 1992. T–R sequence stratigraphy, facies analysis and reservoir distribution in the uppermost Triassic-Lower Jurassic succession, western Sverdrup Basin, Arctic Canada. In: Vorren, T.O., Bergsager, E., Dahl-Stamnes, O.A., Holter, E., Johansen, B., Lie, E., Lund, T.B. (Eds.), Arctic Geology and Petroleum Potential, vol. 2 (Special Publication). Norwegian Petroleum Society (NPF), pp. 121146.

Dalrymple, R.W., 1999. Tide-dominated deltas: do they exist or are they all estuarios? American Association of Petroleum Geologists Annual Meeting, San Antonio, Official Program, A29. de Gracianski, P.-C., Hardenbol, J., Jacquin, T., Va¡¡, P.R. (Eds.), 1998. Mesozoic and Cenozoic Sequence Stratigraphy of EuropeanBasins, vol. 60 (Special Publication). SEPM (Society for Sedimentary Geology), p. 786. Embry, A.F., 1993. Transgressive– regressive (T–R) sequence analysis of the Jurassic succession of the Sverdrup Basin, Canadian Arctic Archipelago. Canadian Journal of Earth Sciences 30, 301320. Embry, A.F., 1995. Sequence boundaries and sequence hierarchies: problema and proposals. In: Steel, R.J., Felt, V.L., Johannessen, E.P., Mathieu, C. (Eds.), Sequence Stratigraphy on the Northwest European Margin, vol. 5 (Special Publication). Norwegian Petroleum Society (NPF), pp. 1-11. Embry, A.F., 2001a. The six surfaces of sequence stratigraphy. A.A.P.G. Hedberg Research Conference on Sequence Stratigraphic and Allostratigraphic Principles and Concepts, Dallas, August 26-29, Program and Abstracts Volume, pp. 26-27. Embry, A.F., 2001b. Sequence stratigraphy: what it is, why it works and how to use it. Reservoir (Canadian Society of Petroleum Geologists) 28 (8), 15. Embry, A.F., Catuneanu, O., 2001. Practical Sequence Stratigraphy: Concepts and Applications, short course


Emery, D., Myers, K.J., 1996. Sequence Stratigraphy. Blackwell, Oxford, UK, 297 pp. Ethridge, F.G., Germanoski, D., Schumm, S.A., Wood, L.J., 2001. The morphologic and Stratigraphic effects of base-level change: a review of experimental studies. Seventh International Conference on Fluvial Sedimentology, Lincoln, August 610, Program and Abstracts, p. 95. Galloway, W.E., 1989. Genetic stratigraphic sequences in basin analysis. I. Architecture and genesis of flooding-surface bounded depositional units. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 73, 125-142. Galloway, W.E., 2001. The many faces of submarine erosion: theory meets reality in selection of sequence boundaries. A.A.P.G. Hedberg Research Conference on Sequence Stratigraphic and Allostratigraphic Principles and Concepts, Dallas, August 26-29, Program and Abstracta Volume, pp. 28-29. Fisher, W.L., McGowen, J.H., 1967. Depositional systems in the Wilcox group of Texas and their relationship to occurrence of oil and gas. Gulf Coast Association Geological Society, Transactions 17,

43

Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 105-125. Frazier, D.E., 1974. Depositional episodes: their relationship to the Quaternary stratigraphic framework in the northwestern portion of the Gulf Basin. Geological Circular, vol. 1, no. 1. University of Texas at Austin, Bureau of Economic Geology, p. 28. Haq, B.U., 1991. Sequence stratigraphy, sea-level change, and significance for the deep sea. In: Macdonald, D.I.M. (Ed.), Sedimentation, Tectonics and Eustasy, vol. 12. International Association of Sedimentologists, pp. 3-39. Haq, B.U., Hardenbol, J., Vail, P.R., 1987. Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic. Science 235, 11561166. Helland-Hansen, W., Martinsen, O.J., 1996. Shoreline trajectories and sequences: description of variable depositional-dip scenarios. Journal of Sedimentary Research 66 (4), 670-688. Hunt, D., Tucker, M.E., 1992. Stranded parasequences and the forced regressive wedge systems tract: deposition during base-level fall. Sedimentary Geology 81, 1-9. Hunt, D., Tucker, M.E., 1995. Stranded parasequences and the forced regressive wedge systems tract: deposition during base-level fall—reply. Sedimentary Geology 95, 147-160. Jervey, M. T., 1988: Quantitative geological modeling of siliciclastic rock sequences and their seismic expression. In: Wilgus, C. K., Hastings, B. S., Kendall, C. G., Posamentier, H. W., Ross, C. A., Van Wagoner, J. C. (Eds.). Sea level changes - An integrated approach, vol. 42, SEPM Special Publication, pp. 4769. Johnson, M. T., 1991. Discussion on chronostratigraphic subdivisión of the Witwatersrand Basin, ba&sed on a


Western transvaal composite column. South African Journal of Geology, 94, pp. 401-403. Miall, A.D., 1992. Exxon global cycle chart: an event for every occasion? Geology 20, 787-790. Miall, A.D., 1996. The Geology of Fluvial Deposits. Springer-Verlag, Berlin, 582 pp. Miall, A.D., 1997. The Geology of stratigraphic Sequences. Springer- Verlag, Berlin, 433 pp. Miall, A.D., Miall, C.E., 2001. Sequence stratigraphy as a scientific enterprise: the evolution and persistence of conflicting paradigrns. Earth-Science Reviews 54,32 1-348. Mitchum Jr., RM., 1977. Seismic stratigraphy and global changes of sea level. Part 11 : glossary of terrns used in seismic stratigraphy. In: Payton, C.E. (Ed.), Seismic Stratigraphy-Applications to Hydrocarbon Exploration, vol. 26. A.A.P.G. Memoir, pp. 205-2 12. Mitchum Jr., R.M., Vail, P.R., 1977. Seismic stratigraphy and global changes of sealevel. Part 7: stratigraphic interpretation of seismic reflection patterns in depositional sequences. In: Payton, C.E. (Ed.), Seismic Stratigraphy-Applications to Hydrocarbon Exploration, vol. 26. A.A.P.G. Memoir, pp. 135-144. Mitchum Jr., R.M., Van Wagoner, J.C., 1991. High-frequency sequences and their stacking patterns: sequence stratigraphic evidence of high-frequency eustatic cycles. Sedimentary Geology 70,13 1-160. Mitchum Jr., R.M., Vail, P.R., Thompson III, S., 1977. Seismic stratigraphy and global changes of sea-level. Part 2: the depositional sequence as a basic unit for stratigraphic analysis. In: Payton, C.E. (Ed.), Seismic Stratigraphy-Applications to

44

Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 Hydrocarbon Exploration, vol. 26. A. A.P. G. Memoir, pp. 53-62. Mitchum Jr., R.M., Vail, P.R., Thompson III, S., 1977. Seismic stratigraphy and globalchanges of sea-level. Part 2: the depositional sequence as a basic unit for stratigraphic analysis. In: Payton, C.E. (Ed.), Seismic Stratigraphy-Applications to Hydrocarbon Exploration, vol. 26. A. A.P. G. Memoir, pp. 53-62. Nummedal, D., Riley, G.W., Templet, P.L., 1993. High-resolution sequence architecture: a chronostratigraphic mode1 based on equilibriuin profile studies. In: Posamentier, H.W., Summerhayes, C.P., Haq, B.U., Allen, G.P. (Eds.), Sequence Stratigraphy and Facies Associations, vol. 18. International Association of Sedimentologists Special Publication, pp. 55-68. Plint, A.G., Nummedal, D., 2000. The falling stage systems tract: recognition and importance in sequence stratigraphic analysis. In: Hunt, D., Gawthorpe, R.L. (Eds.), Sedimentary Response to Forced Regression, vol. 172. Geol. Soc. London Speci. Publ, pp. 1-1 7. Plummer, C. C., McGeary, D., 1996. Physical Geology. Wm. C. Brown Publishers, 539 p. Posamentier, H.W., 2001. Lowstand alluvial bypass systems: incised vs. unincised. A.A.P.G.Bulletin 85 (IO), 1771-1793. Posamentier, H.W., Allen, G.P., 1999. Siliciclastic sequence stratigraphy: concepts and applications. SEPM Concepts in Sedimentology and Paleontology no. 7,210 pp. Posamentier, H.W., Vail, P.R., 1988. Eustatic controls on clastic deposition. II. Sequenceand systems tract models. In: Wilgus, C.K., Hastings, B.S., Kendall, C.G.St.C.,Posamentier, H.W., Ross, C.A., Van Wagoner, J.C. (Eds.), Sea Level Changes-An Integrated Approach, vol. 42. SEPM Special Publication, pp. 125-1 54.


Posamentier, H.W., Allen, G.P., James, D.P., Tesson, M., 1992. Forced regressions in asequence stratigraphic frainework: concepts, examples, and exploration significance.American Association of Petroleum Geologists Bulletin 76, 1687-1 709. Posamentier, H.W., Allen, G.P., James, D.P., Tesson, M., 1992. Forced regressions in a sequence stratigraphic frainework: concepts, examples, and exploration significance. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 76, 1687-1 709. Posamentier, H.W., Jervey, M.T., Vail, P.R., 1988. Eustatic controls on clastic deposition. 1. Conceptual framework. In: Wilgus, C.K., Hastings, B.S., Kendall, C.G.St.C., Posamentier, H.W., Ross, C.A., Van Wagoner, J.C. (Eds.), Sea Level Changes-An Integrated Approach, vol. 42. SEPM Special Publication, pp. 110-124. Schumm, S.A., 1993. River response to baselevel change: implications for sequence stratigraphy. Journal of Geology 10 1,279-294. Sloss, L.L., 1963. Sequence in the cratonic interior of North America. Geological Society of America Bulletin 74, 93-1 14. Sloss, L.L., Krumbein, W.C., Dapples, E.C., 1949. lntegrated facies analysis. In: Longwell, C.R. (Ed.), Sedimentary Facies in Geologic History, vol. 39. Geological Society of America Memoir, pp. 91-124. Vail, P.R., 1987. Seismic stratigraphy interpretation procedure. In: Bally, A.W. (Ed.), Atlasof Seisinic Stratigraphy, vol. 27. American Association of Petroleuin Geologists Studies inGeology, pp. 1-10. Vail, P.R., Mitchum Jr., R.M., Thompson III, S., 1977. Seismic stratigraphy and globalchanges of sea level. Part 3: relative changes of sea level from coastal onlap. In: Payton,C.E. (Ed.), Seismic Stratigraphy-

45

Curso dictado en el IRD de Lima en Mayo del 2008 Applications to Hydrocarbon Exploration, vol. 26.American Association of Petroleum Geologists Memoir, pp. 63-8 1. Vail, P.R., Hardenbol, J., Todd, R.G., 1984. Jurassic unconformities, chronostratigraphy and sea-level changes from seismic stratigraphy and biostratigraphy. In: Schlee, J.S. (Ed.), Interregional Unconformities and Hydrocarbon Accumulation, vol. 36. American Association of Petroleum Geologists Memoir, pp. 129-144. Vail, P.R., Audemard, F., Bowman, S.A., Eisner, P.N., Perez-Cruz, C., 1991. The stratigraphic signatures of tectonics, eustasy and sedimentology-an overview. In: Einsele,G., Ricken, W., Seilacher, A. (Eds.), Cycles and Events in Stratigraphy. Springer-Verlag,Berlin, pp. 6 17-659. Van Wagoner, J.C., 1995. Overview of sequence stratigraphy of foreland basin deposits: tenninology, summary of papers, and glossary of sequence stratigraphy. In: Van Wagoner, J.C., Bertram, G.T. (Eds.), Sequence Stratigraphy of Foreland Basin Deposits, vol. 64.American Association of Petroleum Geologists Memoir, pp. ix-xxi. Van Wagoner, J.C., Bertram, G.T. (Eds.), 1995. Sequence Stratigraphyof Foreland Basin Deposits, vol. 64. American Association ofPetroleum Geologists Memoir, 487 pp. Van Wagoner, J.C., Posamentier, H.W., Mitchum, R.M., Vail, P.R., Sarg, J.F., Lou-


tit, T.S., Hardenbol, J., 1988. An overview of sequence stratigraphy and key definitions. In: Wilgus, C.K., Hastings, B.S., Kendall, C.G.St.C., Posainentier, H.W., Ross, C.A., Van Wagoner, J.C. (Eds.), Sea Level Changes-An Integrated Approach, vol. 42. SEPM Special Publication, pp. 39-45. Van Wagoner, J.C., Mitchum Jr., R.M., Campion, KM., Rahmanian, V.D., 1990. Siliciclastic sequence stratigraphy in well logs, core, and outcrops: concepts for highresolution correlation of time and facies. American Association of Petroleum Geologists Methods in Exploration Series 7, 55 pp.

Wheeler, H.E., 1958. Time stratigraphy. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 42, 1047-1 063. Wheeler, H.E., 1959. Unconforrnity bounded units in stratigraphy. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 43, 1975-1 977. Wheeler, H.E., 1964. Baselevel, lithosphere surface, and time-stratigraphy. Geological Society of America Bulletin 75, 599-6 10. Wright, V.P., Marriott, S.B., 1993. The sequence stratigraphy of fluvial depositional systems: the role of floodplain sediment storage. Sedimentary Geology 86,203-2 10.

46

Estratigrafía Secuencial

Recommend Documents