Correlación Estratigráfica

La correlación es la relación recíproca entre dos o más unidades. La demostración de la correspondencia temporal de las unidades estratigráficas es uno de los objetivos más importantes de la estratigrafía. Los criterios y métodos a seguir dependerán del sistema deposicional que dio origen al dispositivo sedimentario a analizar con relación a la ley de la sucesión de las facies. El término correlación es frecuentemente mal empleado para expresar la idea que una unidad ha sido identificada o reconocida (la correlación ha de hacerse después de su identificación). De acuerdo al código de nomenclatura estratigráfica (NASC), dicho término debe usarse siempre como la demostración de correspondencia entre dos unidades geológicas, tanto en algunas de sus propiedades definidas como en su posición estratigráfica relativa.

Criterios de Correlación

Según sea el criterio adoptado, la equivalencia estratigráfica se puede expresar en términos litológicos, paleontológicos o cronológicos.

Correlación Litológica o Litoestratigráfica

Se basa en la composición similar y su posición litoestratigráfica.

Correlación Bioestratigráfica

Se basa en el contenido fosilífero y su posición bioestratigráfica.

Correlación Cronoestratigráfica

Se basa en la edad absoluta. Expresan la correspondencia en edad y en la posición cronoestratigráfica. Sin embargo, se infieren en base a criterios físicos o biológicos.

En cada situación se debe identificar la naturaleza de la equivalencia. Sin embargo, toda correlación estratigráfica lleva en el fondo el propósito de demostrar la equivalencia temporal de las unidades estratigráficas (excepto en trabajos de geología aplicada).

Métodos de Correlación

Autocorrelación o Continuidad Lateral

Consiste en la demostración de la equivalencia entre afloramientos de una misma unidad por su continuidad lateral (método del caminando). En este método los afloramientos deben ser continuos o muy cercanos entre sí. Es el método que se aplica sobre todo durante la confección del mapa geológico. También se utiliza en la interpretación mediante fotografías aéreas y perfiles sísmicos.

Identidad Litológica

Este método se basa en las características litológicas notables: color (sedimentos rojos), tipo de estratificación (ritmitas, estratificación continua, etc.), textura (calizas con concreciones), estructuras primarias (estratificación cruzada). Permite hacer correlaciones diacrónicas. A diferencia del anterior, este método es aplicable esencialmente para afloramientos de distintas localidades.

Capas Guías o Niveles Demarcadores

Son aquellos niveles cuyas características definitorias no varían en una extensa área. Se aplican especialmente en secuencias de estratigrafía monótona (ejemplo: una capa de areniscas entre una serie de calizas) o excesivamente heterogénea (ejemplo: nivel de ignimbrita en una serie sedimentaria). La isocronía en la correlación de estas capas es inversa al tiempo que dura el proceso geológico que las ha originado. Así, un nivel de cenizas volcánicas se puede considerar que se ha depositado simultáneamente en toda su extensión. Otros ejemplos son: las capas de lutitas de las cuencas carboníferas, las capas de carbón mismas, los horizontes de bentonitas.

Posición en la Sucesión Estratigráfica Regional

En circunstancias normales, cada unidad ocupa una posición estratigráfica única respecto a las unidades inferiores y superiores. Una vez que se ha determinado la sucesión de un área, podemos predecir la posición que ocupará la unidad que se pretende correlacionar.

Discontinuidades Estratigráficas

Consiste en determinar la posición de una determinada unidad respecto de las discordancias regionales importantes. Es un método útil para correlaciones de poco detalle, debido a la posible variación lateral de los materiales. Este método de correlación tendrá mayor validez en regiones tectónicamente estables, donde la correlación puede ser isocrónica. Las circunstancias ideales para una correlación isocrónica se darían en el caso de una interrupción sedimentaria sin erosión acompañada, y que la sedimentación se reanudare por igual en toda la cuenca. No obstante, en la mayoría de los casos debe esperarse que la correlación sea diacrónica, considerando que no todas las áreas de la corteza se comportan de la misma manera ante un mismo fenómeno tectónico. Una aplicación directa de este criterio son las unidades limitadas por discordancias como lo son la secuencia deposicional, el sintema y las unidades aloestratigráficas.

Unidades Basadas en Atributos Especiales

Unidades Definidas por la Composición de Minerales Pesados

Para este caso la correlación es más eficaz en caso de una cuenca relativamente pequeña con área fuente única. Las unidades establecidas mediante minerales pesados son prácticamente isocrónicas. Ejemplo: Zona de minerales pesados.

Unidades Definidas por la Composición de sus Residuos Insolubles

El material detrítico dentro de rocas químicas indican eventuales aportes de material terrígeno a la cuenca.

Unidades Definidas por sus Características Paleomagnéticas

Basada en la inversión del campo magnético terrestre, puesto que se puede conocer el tiempo entre una inversión y otra, y porque afectan por igual a todos los minerales magnéticos en el momento de su génesis o su sedimentación. Ejemplo: zona paleomagnética (magnetosoma).

Unidades Definidas por Medidas Indiscretas de Subsuelo

• Velocidad de perforación: rápido en sedimentos y lento en intrusivos.
• Velocidad de transmisión de la energía sísmica o sónica.
• Resistividad (ohms/m): Es una medida de la resistencia al paso de corriente por la roca. Su valor es inversamente proporcional a la porosidad. Se requiere de un fluido conductor, si el pozo carece de aguas se usa la conductividad que es el inverso.
• Potencial espontáneo: es la diferencia de potencial natural que se mide entre la superficie y cada punto del pozo.
• Radioactividad natural (rayos gamma emitidos espontáneamente). Ejemplo: mayor en arcillas y menor en arenas, calizas y sales.
• Activación neutrónica: (medición de la actividad secundaria originada en cada unidad después de la emisión de neutrones desde el aparato). Tiene relación inversa con la porosidad (la arena da valores bajos).

Sedimentación y Tectónica

Subsidencia y Sedimentación

Las causas fundamentales de la subsidencia son resultantes de la interacción de las placas tectónicas.

Los mecanismos principales son:

1. El estiramiento de la litosfera continental: Como consecuencia del estiramiento la litosfera se adelgaza y por lo tanto se hunde causando la subsidencia tectónica (acompañado de calentamiento). Rifts, aulacógenos, cuencas de tras-arco y cuencas cratónicas.
2. El enfriamiento (contracción térmica): hace que la litosfera oceánica se ponga más densa provocando la subsidencia. Márgenes pasivos.
3. El peso adicional de los prismas de acreción o de las cadenas de pliegues y retro-cabalgamientos: hacen que la litosfera continental se hunda, provocando la subsidencia tectónica. Importante en las regiones orogénicas y en las cuencas de antepaís.

Otro causante de la subsidencia es la carga sedimentaria que no depende de factores tectónicos (subsidencia isostática). La acumulación de sedimentos en un lugar determinado también causa subsidencia localizada y encorvamiento (flexuras) en los alrededores. Este efecto de flexión amplia de la litosfera (downbowing) se produce también como respuesta a la carga tectónica. Ejemplo: en el antepaís y en la placa oceánica próxima a una fosa.

Conceptos Clásicos de Tectónica

Movimientos Diastróficos: Orogenia y Epeirogenia

Epeirogenia: los movimientos diastróficos epeirogénicos son poco deformantes: movimientos verticales que afectan a grandes porciones del continente (en los cratones). Los movimientos epeirogénicos perturban solo ligeramente la actitud de los depósitos sedimentarios. Producen basculamientos, flexión, descenso de bloques, etc. Efectos de la epeirogenia sobre la sedimentación: la subsidencia lenta bajo un mar somero en proceso de avance, produce acumulación lenta de depósitos laminares extendidos e incluyen comúnmente una arenisca cuarcífera basal.

Orogenia: los movimientos diastróficos orogénicos son más intensos y modifican notablemente la actitud estructural de las rocas durante la formación de montañas (causan la formación de cordilleras). Producen fallas de empuje y también normales además de plegamientos (tectogénesis) debido a esfuerzos horizontales. Efectos de la orogenia sobre la sedimentación: el solevantamiento intenso del área fuente de los sedimentos, acompañado de la fuerte subsidencia correspondiente en el área de deposición, produce acumulación rápida de material clástico grueso en forma de cuñas, con predominio de grauvaca y arcosas.

El Ciclo Tectónico

• Etapa de peniplanización: deposición extensa sobre una superficie casi plana relativamente estable. La arenisca característica es la arenisca cuarcífera (baja actividad tectónica).
• Etapa geosinclinal: deposición abundante durante la subsidencia. Grauvaca.
• Etapa orogénica: solevantamiento acompañado por fallamiento, precedido por plegamiento (deformación de los depósitos), y por intrusión magmática. Arcosa, litarenita.

Sedimentación y Régimen de Subsidencia

El Concepto de Nivel de Base (Joseph Barrel, 1917)

El nivel de base es la superficie hacia la cual tienden las fuerzas externas y en la que no tienen lugar los procesos erosivos (ni degradante ni acumulativa). En consecuencia, es una superficie de equilibrio.

En la superficie hasta donde alcanza la acumulación del relleno de sedimento (colmatación), o hasta donde desciende el nivel de erosión.

Normalmente el nivel de base equivale a la posición relativa del mar, pero se puede también relacionar con la superficie de los lagos y las superficies de equilibrio locales asociadas a sistemas fluviales.

Si la tasa de sedimentación es igual a la de subsidencia las condiciones de equilibrio tienden a establecer una superficie de deposición a la misma altura que el nivel de base (cuenca colmatada).

Si la subsidencia es lenta, cualquier exceso que sobrepase la colmatación de la cuenca, será transportado hasta encontrar un lugar que se encuentre por debajo del nivel de base local (bypass).

Cualquier variación en la posición de esta superficie ocasionará erosión.

En estas circunstancias, la tasa de sedimentación es regulada, más bien, por el régimen de subsidencia del área de deposición, que por el régimen de alimentación detrítica.

La subsidencia por lo general es discontinua (interrumpida por oscilaciones) lo que permite que se remueva una parte o todo el material depositado, en cada etapa previa a la subsidencia. Esto se traduce en discontinuidades estratigráficas (paraconformidades, diastemas, etc.).

Sedimentación Rápida y Alta Tasa de Subsidencia

Se producen acumulaciones potentes de sedimentos que, soterrados rápidamente. Estas condiciones son típicas en algunas fases de la sedimentación geosinclinal. Como consecuencia de la rápida inhumación, los materiales quedan muy poco tiempo expuestos a la acción de los agentes meteóricos. Depósitos: clasificación deficiente con abundantes minerales inestables. Ausencia de rocas no clásticas o en cantidades comparativamente muy pequeñas. Ejemplo: cuñas de arcosas (600 m de potencia) por alzamiento de un bloque fallado.

Tasa de Sedimentación Baja y Alta Tasa de Subsidencia

La superficie (interfase) de deposición puede descender a profundidades batiales o abisales. El resultado es una cuenca deficitaria. Esto es posible en cuencas de alta subsidencia siempre que las áreas positivas circundantes sean poco activas tectónicamente y el área fuente se alza muy poco encima del nivel de base. Depósitos: sedimentos de grano fino y abundantes sedimentos no clásticos (silíceos). Ejemplos actuales son algunas fosas oceánicas.

Tasa de Subsidencia Baja y Sedimentación Rápida

En una cuenca bajo estas condiciones tenderá a producirse acumulación de sedimentos por encima del nivel de base. Los depósitos son principalmente clásticos, pueden presentarse mezclas de depósitos marinos de aguas someras y depósitos continentales. Ejemplos: deltas, abanicos aluviales progradantes.

Bajas Tasas de Subsidencia y de Sedimentación

Los sedimentos acumulados representan un paso lento de materiales por la interfase de la deposición y en consecuencia un soterramiento lento. Los sedimentos detríticos pueden ser transportados a varias posiciones antes del reposo. En consecuencia, en este caso las características de los depósitos dependerán mucho de las condiciones climáticas. Los depósitos finales (clásticos) presentan buena madurez, tanto mineralógica como textural (los minerales inestables son separados, los detritos adquieren redondeamiento) y una buena clasificación. Los sedimentos no clásticos son abundantes.