Estratigrafía. División y Objetivos. CIENCIA

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Ciencia

De un modo general, en la E. pueden hacerse las siguientes subdivisiones: Morfoestratigrafía. Estudia la forma de los estratos. Un estrato es una capa de roca sedimentaria delimitada por dos superficies o planos de estratificación superior e inferior, que la separan de los estratos anterior y siguiente. Se denomina potencia o espesor del estrato, la distancia entre los dos planos de estratificación; puede variar desde menos de 1 mm a centenares de metros. Según esto se distinguen desde microestratos muy delgados a bancos de gran espesor. La potencia depende de la continuidad o interrupción en el proceso de sedimentación. La forma de conjunto. de un estrato es muy variada, dependiendo de la extensión superficial, adelgazamientos, etc. En general, los estratos no se encuentran aislados sino integrados en una sucesión o serie de ellos (estratificación), separados por planos de estratificación; éstos sólo faltan en las rocas masivas. La potencia en una serie varía verticalmente y puede ser regular, creciente o positiva y decreciente o negativa de arriba hacia abajo, o irregular y brusca. Lateral u horizontalmente la potencia puede igualmente cambiar, encontrándose: acuñamientos, con el caso especial de los lentejones; digitaciones, reducciones y condensaciones (fig. 1).

Litoestratigrafía. Analiza el contenido litológico del estrato, su estructura y textura, composición mineral y química, constitución física, etc. Está íntimamente relacionada con la Petrología de rocas sedimentarias (v. ROCAS III).

Estratogénesis. Se ocupa de la formación o génesis de los estratos: procedencia de los materiales que los componen; condiciones bajo las que se depositaron los sedimentos (medios o ambientes sedimentarios); procesos de transformación del sedimento en roca sedimentaria, etc.

En la formación de un estrato hay que diferenciar dos medios o conjuntos: el generador o área madre, es decir, aquella zona de donde proceden los materiales del estrato; y el receptor o de sedimentación, donde se depositan. Ambos conceptos están íntimamente relacionados con la formación de las rocas sedimentarias, ya que éstas son los materiales que constituyen los estratos. Los caracteres de una roca sedimentaria, que forma un estrato, dependen de varios factores que fueron resumidos por Krynine en su "ecuación del carácter final del sedimento": Sd= =Sr(Wc/Wm - T . D . L). Sd es la composición final del sedimento; Sr, la composición del área madre; Wc y Wm, el conjunto de transformaciones químicas y mecánicas que tienen lugar en el área madre. T, D y L, las transformaciones ocurridas durante el transporte, durante la deposición y posteriormente a ésta, respectivamente. La composición del área madre es importante y puede deducirse de la composición final incluso a pesar de los grandes cambios que pueda sufrir el sedimento; los indicadores fundamentales son los materiales detríticos. Son importantes los llamados minerales pesados que, al ser inalterables, indicarán el tipo de roca de que proceden, ya que su concentración es típica en cada roca ígnea o metamórfica. La forma de erosión y transporte, el tipo de relieve y clima del área madre y la fase orogénica en que se encontraba, se reflejan sobre todo en las texturas de los materiales detríticos. P. ej., cuanto mayor es la selección y el redondeamiento de los clastos, mayor fue la duración del transporte; las brechas suponen una erosión y transporte fuertes y rápidos, etc. Especialmente importantes son como indicadores, las areniscas, en las que se puede diferenciar, p. ej., si fueron transportadas y elaboradas por el viento, el mar o los ríos, mediante los caracteres superficiales de sus granos; el caolín, en otro aspecto, indica un clima húmedo y templado con relieve débil, que en conjunto favorecieron la descomposición química de los feldespatos, etc.

Los medios de sedimentación se pueden dividir en dos grandes tipos: continentales y marinos. Entre los primeros se distinguen: desértico y peridesértico, glaciar y periglaciar, fluvial (ríos), piedemonte (torrentes), palustre (pantanos), lacustre (lagos) y cárstico o hipogeo (cavernas). En los marinos hay que diferenciar: litoral, deltaico, estuario (estos tres pueden considerarse intermedios con el medio continental), batial, abisal, recifal, etc. Cada medio de sedimentación viene dado por unos caracteres determinados que se reflejan especialmente en los minerales de precipitación química, en las estructuras de la roca y en los fósiles contenidos en ella. Los diferentes minerales de precipitación se forman en condiciones climáticas y físicoquímicas típicas para cada uno, dentro de ciertos límites; por ello, son fundamentales como indicadores ambientales. Así, la glauconita es un silicato de hierro, de color verde claro, que revela un medio marino litoral, poco alejado de la costa y de no gran profundidad; igualmente las arcillas (v.) caolínicas indican un medio ácido fluvial y la montmorillonita, un medio alcalino lacustre. Entre las estructuras son especialmente reveladoras: la granoselección, que indica sedimentación en medio tranquilo, con depósito progresivo de material más fino o más grueso. La estratificación entrecruzada que se puede producir en medio fluvial, deltaico y eólico (dunas), e indica la dirección de la corriente que depositó los materiales. Los ripple-mares, que permiten deducir por su forma si se produjeron por corrientes marinas y el sentido de éstas, por el viento, o si se formaron en un medio tranquilo. Igualmente interesantes son otras estructuras, como las gotas de lluvia, grietas de desecación, paleosuelos o suelos que han quedado englobados en la sedimentación, etc.; todas ellas indican que, durante cierto tiempo, el medio estuvo emergido sobre el mar. Importantes son también las pistas de reptación y huellas de organismo.

Éstas, como el resto de las deducciones climáticas y ambientales, se basan en el "principio del actualismo", según el cual los fenómenos de épocas pasadas se habrían producido en condiciones semejantes a como se producen iguales fenómenos en la actualidad. Así, en un paleodesierto se depositarían materiales parecidos a los de los desiertos actuales y con iguales caracteres; los arrecifes coralinos fósiles, se formaron en un clima cálido y en condiciones marinas semejantes a los arrecifes de hoy; los moluscos o equinodermos del cretácico vivirían en ambientes semejantes a los que habitan los mismos grupos en los mares actuales, etc. Sin embargo, el principio del actualismo no debe aplicarse rígidamente, sino con un cierto margen, ya que a lo largo de la historia terrestre puede haber ocurrido una variación de condiciones que en muchos casos se desconocen; por ello se aplica modernamente de un modo restringido, aunque no por ello menos útil. Integrando todos los datos de zonas locales a un espacio más amplio, se puede deducir la paleogeografía (v.) y paleoclimatología (v.) de la región, en el momento en que se generó el estrato.

Bioestratigrafía o Paleontología estratigráfica. Estudia el contenido biológico (macrofósiles, microfósiles y materia orgánica).

Estratigrafía estructural. Estudia los caracteres estructurales de los estratos y las series estratigráficas. Abarca fundamentalmente el análisis de las facies estratigráficas y sus cambios en las series. Según Roukhine, "el conjunto de características primarias de un estrato o serie de estratos determinadas por el medio físico-geográfico, tectónico, geoquímico y biológico, se denomina facies". Entre los caracteres aludidos son fundamentales la petrografía y paleontología del estrato; es decir, se puede hablar para un estrato de litofacies y biolacies y las dos en conjunto lo definen. Las facies se dividen en tantos tipos como medios de sedimentación existen: glaciares, fluviales, litorales, recifales, abisales, etc. Las facies pueden repetirse a lo largo del tiempo geológico; según ello habrá: facies isópicas, iguales de la misma edad; heterópicas, distintas de igual edad; homotáxicas, iguales en épocas distintas y heterotáxicas, diferentes en distintas épocas.

En un mismo estrato la facies puede variar a lo largo del mismo horizontalmente; se tienen entonces los cambios laterales de facies. Igualmente, en una serie de estratos la facies puede conservarse constante en todos ellos o variar, presentándose así los cambios verticales de facies.

Cambios laterales. Un conglomerado puede pasar lateralmente a una arenisca, ésta a arcilla, margas y caliza; sin embargo, todos los materiales serán de la misma edad o isócronos. Las facies serán heterópicas. Los estratos que no cambian lateralmente tienen gran importancia en E., ya que pueden seguirse a lo largo de grandes distancias; se denominan capas-guía. El cambio lateral puede ser brusco o muy rápido (general en depósitos continentales) o muy lento, casi insensible y transicional (depósitos marinos). Además, en el primer caso, el cambio puede producirse en una distancia muy corta, mientras en el segundo la facies puede perdurar a lo largo de grandes distancias. Los tipos de cambios laterales son: difuso (de variación progresiva), biselado, acuñado (lentejón), endentado e irregular. Las causas que los determinan son, sobre todo, en el medio continental, la gran variedad de depósitos formados en distancias muy cortas, por la amplia gama de climas y agentes geológicos continentales. Así, en un mismo valle puede haber depósitos glaciares, fluviales, lacustres y de piedemonte. En el medio marino la causa fundamental es el progresivo alejamiento de la costa: junto a ésta se depositan los materiales más gruesos (conglomerados); luego van siendo más finos (arenas), hasta llegar a las arcillas y margas. Esto se debe a que los materiales que llegan mezclados son seleccionados por el tamaño y peso de los granos, arrastrando las corrientes los más finos hacia el interior. La presencia de una masa recifal puede también determinar un cambio brusco de facies (fig. 2).

Cambios verticales. Lo normal en una serie de estratos es la variación de facies a lo largo de su espesor. Una secuencia es una sucesión de materiales distintos pero próximos genéticamente entre sí. P. ej., conglomerados, areniscas, pelitas, de abajo arriba (secuencia positiva), o viceversa (negativa), entre los materiales detríticos. En las evaporitas existe asimismo una secuencia típica: yeso, anhidrita, sal común, carnalita, etc. Según el número de elementos que la compongan, una secuencia será: binaria, ternaria, etc. Un ritmo es una repetición de secuencias iguales; si se repite varias veces, existirá una serie rítmica. Un ejemplo muy típico es la repetición de secuencias de dos elementos, como arenisca-arcilla o caliza-arcilla, a lo que se denomina flysch; otro caso conocido son las series rítmicas o ciclotemas de las cuencas de carbón: arenisca, caliza, pizarra y carbón; aunque puede faltar alguno de los elementos. Un ciclo es la repetición de una secuencia en sentido inverso, es decir, de una secuencia positiva y otra negativa; p. ej., conglomerados, arenas, arcillas, arenas, conglomerados. Los cambios irregulares se producen entre elementos sin relación entre sí y que, por tanto, no guardan una sucesión regular; p. ej., conglomerado, yeso, caliza, sal común (fig. 3 A-D). Las causas de los cambios verticales de facies son, fundamentalmente, las variaciones del nivel del mar producidas por elevación o hundimiento del fondo marino, o por variación del volumen de agua del mar (eustatismv) producida por fenómenos glaciares u otros factores. Los avances del mar sobre el continente se denominan transgresiones, y los retrocesos, regresiones. Si se tiene como punto de partida un depósito que varía lateralmente: conglomerado, arena, arcilla (fig. 3E), al producirse una transgresión, la costa retrocede, y al ser mayor la profundidad, sobre los conglomerados se depositarán arenas y sobre las arenas del estrato anterior, arcillas (fig. 3E); en una nueva transgresión se completará el proceso. Si en lugar de una transgresión se produce una regresión, el proceso será inverso, al avanzar la costa y disminuir así la profundidad (fig. 3F). Lo normal es que la transgresión y regresión se sucedan en el tiempo y así se producirá un ciclo (fig. 3G). Con sucesivas transgresiones o regresiones cada vez más pronunciadas, se pueden producir ritmos y series rítmicas, aunque éstas se originan también por muchos otros procesos.

La E. estructural .comprende también el estudio de las discordancias estratigráficas (v.).

Estratigrafia comparada. Trata de las correlaciones entre series estratigráficas más o menos distantes en el espacio; es decir, tiene por objeto asignar a cada estrato o serie su edad relativa respecto a otras series y posteriormente situarlo de modo absoluto en la escala del tiempo geológico; este último aspecto constituye la cronoestratigrafia. El "principio de la superposición de los estratos" establece que un estrato situado sobre otro es más moderno que éste; dicho principio es la base para establecer una cronología relativa en una serie estratigráfica. Sin embargo, por los procesos internos de la dinámica terrestre (v. GEODINÁMICA), los estratos pueden variar su posición horizontal originaria, deformándose y llegando a invertirse, de modo _ que pueden quedar los más antiguos situados encima de los más modernos. Para determinar cuál es la cara superior de un estrato son útiles varias estructuras, como las pistas y huellas, ripple-marks, etc., las cuales son excavadas originalmente en la cara superior; si aparecen en relieve se trata de la cara inferior del estrato superpuesto y se puede deducir la posición original de éste. También la posición de los fósiles, como las conchas de bivalvos, son útiles, ya que su posición normal estadísticamente es con la concavidad hacia abajo para estar en equilibrio frente a las corrientes y el oleaje, al ofrecer menor resistencia. Así en la fig. 4 la serie A con cl estrato superior con pistas en relieve y fósiles con la concavidad hacia arriba, está invertida por plegamiento; en cambio, la serie B está en posición normal.

La correlación de series alejadas en el espacio, es decir, la determinación de si dos estratos de la misma región o regiones distintas son contemporáneos, es otro problema esencial en E. Para esta determinación los criterios principales son de tres tipos: 1) Físicos, basados en los caracteres petrológicos de la serie, composición de la roca, minerales característicos, etc. Son especialmente útiles los minerales pesados; estratos con igual concentración de los mismos minerales pesados serán, en general, de la misma edad. También tienen gran importancia las capas-guía que, como ya se ha dicho, se siguen a lo largo de grandes distancias (capa a de la fig. 5). La mayor dificultad para la aplicación de los criterios físicos son los cambios laterales de facies por lo que estrictamente sólo son aplicables, en general, a distancias pequeñas. Sin embargo, existen series identificables a grandes distancias; así, el piso buntsandstein, del triásico, se caracteriza por sus conglomerados y areniscas de fuerte color rojo. El albense, del cretácico, es típico por sus areniscas blancas ricas en caolín; el arenig, del ordovícico, por la cuarcita Armoricana, etc. 2) Paleontológicos, basados en los fósiles característicos o fósiles-guía (v. PALEONTOLOGÍA). En general, los estratos con fósiles característicos iguales serán contemporáneos; así, una arenisca roja y una caliza gris, de zonas diferentes que contengan fósiles-guía semejantes, serán de la misma edad. Incluso aunque los fósiles, por separado, no sean característicos, su asociación mutua o con otros géneros o especies, dará una edad geológica (capa b de la fig. 5). 3) Radiactivos, basados en el análisis de las rocas volcánicas, ricas en minerales radiactivos que se desintegran siguiendo las leyes normales de la radiactividad (v.), transformándose en otros elementos o en isótopos de los primitivos. La velocidad de desintegración de un elemento para pasar a otro es constante; analizando la proporción del elemento originario respecto al producido a partir de él, se puede saber, dentro de unos ciertos límites o márgenes, el tiempo transcurrido desde su formación. Si en una serie hay intercalados materiales eruptivos, por análisis de éstos es posible deducir su edad absoluta y situarlos en la serie geológica (capa c de la fig. 5). Los elementos más usados son: uranio respecto al plomo 206; rubidio respecto al estroncio; potasio frente al argón y, para edades menores (de miles de años) el carbono 12, respecto al carbono 14 (v. GEOCRONOLOGÍA). Es especialmente delicada la correlación de los depósitos continentales con los marinos, ya que entre ellos las facies y los fósiles serán, en general, completamente diferentes.

El objetivo final de la E. (si en ella se incluye la Geología histórica) puede considerarse que es, como ya se ha indicado, la reconstrucción de todos los procesos geológicos que han tenido lugar en una región y, de un modo general, en toda la Tierra. Además del principio de superposición y el del actualismo, cuya utilidad se ha expresado anteriormente, existe otro según el cual, cualquier fenómeno geológico es posterior a los estratos o fenómenos afectados por él, y anterior a los no afectados. Así, en la fig. 6 la falla F, es posterior a las capas b y anterior a las a. El origen de un domo intrusivo de sal es posterior a los estratos que atraviesa; lo mismo puede decirse de una chimenea volcánica (c en fig. 6), etc.

Estratigrafía aplicada o económica. Encaminada a una utilidad práctica en tres campos fundamentales: petróleo, hidrogeología y yacimientos minerales sedimentarios. Las investigaciones en estos temas han dado, a su vez, un gran impulso al desarrollo de la E. pura.

V. t.: GEOCRONOLOGÍA; GEOLOGÍA HISTÓRICA; PALEOCLIMATOLOGÍA; PALEOGEOGRAFÍA; PALEONTOLOGÍA; ROCAS 111; SEDIMENTOS.

J. E. RAMÍREZ S-R.

BIBL.: C. 0. DUNBAR y 1. RODGERS, Principios de Estratigra/ia, México 1963; A. W. GRABAD, Principies oj Stratigraphy, Nueva York 1960; V. W. KRUMBEIN y L. L. SLOSS, Stratigraphy and Sedimentation, San Francisco 1958; H. y G. TERMIER, Paleontologie Stratigraphique, París 1959; F. J. PETTIIOHN, Rocas sedimentarias, Buenos Aires 1963; B. MELÉNDFZ y J. M. FúSTER, Geología, Madrid 1969; M. GIGNOUx, Geologie Stratigraphique, París 1950; R. SHROCK, Sequence in layered rocks, Nueva York 1948; N. THEOBALD y A. GAMA, Stratigraphie, París 1959; 1. M. WELLER, Stratigraphic principies and practice, Nueva York 1960; Y. GUBLER, D. BUGNICOURT, J. FABER, B. KUBLER y R. NYSSEN, Essai de nomenclature et caractérisation des principales structures sédimentaires, París 1961; A. LoMBARD, Géologie sédimentaire: les séries marines, París 1956.