1.3: Estructuras Primarias

La mayor parte de la geología estructural trata de estructuras que se desarrollaron en rocas cuando fueron deformadas por procesos tectónicos. Sin embargo, al describir las estructuras, es común encontrar estructuras que se desarrollaron mientras se formaban las rocas. A estas se les llama estructuras primarias. Es importante entender estas estructuras por muchas razones. Te pueden dar información sobre el entorno de formación de las rocas, y en ocasiones pueden ayudar con el análisis de deformaciones posteriores.

En las rocas sedimentarias, las estructuras primarias son pistas importantes para el ambiente de formación. El estudio de las estructuras sedimentarias es un foco principal de los cursos de sedimentología. Aquí haremos un levantamiento de las estructuras sedimentarias más importantes con énfasis en las más útiles para los geólogos estructurales. A veces estas estructuras dan información sobre cosas como si las rocas se han puesto patas arriba desde su formación, por lo que es importante que los geólogos estructurales, estratigrafos y paleontólogos las reconozcan y entiendan.

En las rocas ígneas también son importantes las estructuras primarias: pueden indicarte si un cuerpo ígneo es intrusivo o extrusivo, por ejemplo.

Tanto las rocas ígneas sedimentarias como las extrusivas suelen estratificarse: están organizadas en capas (estratos) que originalmente eran horizontales. Al medir su orientación y orden de formación, los geólogos estructurales recopilan información sobre la historia de la Tierra. Cuando los estratos son gruesos aparecen en mapas geológicos como unidades distintas, llamadas formaciones, grupos, miembros etc. El estudio de la organización de los estratos es estratigrafía.

Estratos y Estratigrafía

Conceptos básicos

Muchas rocas sedimentarias, y algunas ígneas están estratificadas: formadas en capas (estratos) colocadas paralelas a la superficie de la Tierra (principio de horizontalidad original) y con la más antigua en la parte inferior, la más joven en la parte superior (principio de superposición). Las unidades estratificadas dominan muchos mapas geológicos. Se muestran convencionalmente en diferentes colores.

Figura 1. Vista transversal y mapa que muestra cómo se desarrolla la relación entre unidades mayores y más jóvenes para los inliers y outliers. La unidad más antigua es 1, la más joven es 3. Inlier de 1 está expuesto a través de la unidad superpuesta 2 y así rodeado por ella en vista de mapa.

En ocasiones la combinación de topografía y geología puede producir patrones cartográficos que son bastante complicados, con parches de una unidad rodeados de otras. Un inlier es una exposición de estratos más viejos rodeados de más jóvenes, mientras que un valor atípico es una exposición o remanente erosivo de estratos más jóvenes que están completamente rodeados por mayores. Estas relaciones se indican en la Figura 1, que representa una sucesión erosionada de estratos; la unidad 1 es la más antigua y la 3 es la más joven.

Unidades estratigráficas

Formaciones

La principal unidad de mapeo en rocas estratificadas es la formación. Uno de los primeros trabajos en el mapeo de una nueva área es definir formaciones.

Una formación debe ser:

• Mapable a cualquier escala de mapeo que se practica comúnmente en una región;
• Definido por características de la litología que permiten reconocerla;
• Debe tener una sección tipo que ejemplifique esas características;
• Debe tener el nombre de un lugar o rasgo geográfico.

Otras reglas para definir formaciones están contenidas en el Código Estratigráfico Norteamericano y el Código estratigráfico Internacional.

Otras unidades litoestratigráficas

Las formaciones pueden organizarse en grupos.

Las unidades mapeables más pequeñas a veces pueden ser reconocidas dentro de las formaciones. A estos se les conoce como miembros.

Formaciones, grupos y miembros son todas unidades litoestratigráficas. Esto quiere decir que se basan únicamente en características litológicas; la edad no forma parte de la definición.

Cálculos de espesor

Las secciones medidas, que muestran los espesores de estratos en formato de columna, se utilizan a menudo en estratigrafía y sedimentología. Cuando los estratos están bien expuestos, es posible medir el grosor de cada cama con una cinta métrica. Sin embargo, a menudo es necesario medir diagonalmente a través de los estratos de inmersión, por lo que los espesores aparentes deben corregirse por la diferencia entre la dirección medida y la dirección que es perpendicular a los estratos (llamada el polo a la cama).

Existen numerosas fórmulas trigonométricas para convertir el espesor verdadero en espesor aparente para diferentes combinaciones de planos de inmersión y líneas de sección hundidas. Sin embargo, todas son variaciones en una sola fórmula básica.

Espesor verdadero = Espesor aparente × cos (θ)

donde θ es el ángulo entre la línea de sección y la dirección 'ideal' representada por el polo a la estratificación. Este ángulo se puede determinar fácilmente a partir de una proyección estereográfica, que cubriremos en la siguiente sección.

Inconformidades

Las inconformidades son antiguas superficies de erosión y/o no deposición que indican una brecha o hiato en el registro estratigráfico. Una discordancia puede ser representada en un mapa por un tipo de línea diferente a la utilizada para otros contactos geológicos; en una sección transversal una discordancia a menudo se muestra por una línea ondulada o crenulada.

Las sutiles inconformidades son muy importantes en el análisis de sucesiones sedimentarias. Una secuencia es un paquete de estratos delimitados tanto arriba como abajo por inconformidades. Puede ser que una inconformidad sea un límite de secuencia, pero esa determinación depende de encontrar otra inconformidad en la sucesión, ya sea más arriba o más abajo estratigráficamente.

 

Figura 2. Inconformidades. Diagrama de bloques de una disconformidad angular (UU'), una disconformidad (DD') y una no conformidad (NN').

Inconformidades angulares

Una discordancia angular se caracteriza por una discordancia angular, una diferencia de golpe o inmersión o ambas, entre los estratos más viejos por debajo y los estratos más jóvenes arriba (Fig. 2a). En el diagrama, los estratos más jóvenes son horizontales. Sin embargo, la posterior inclinación de toda la sucesión podría alterar las orientaciones, pero aún existirá una discordancia entre los estratos por encima y por debajo de la discordancia. La ropa de cama en la secuencia más joven tiende a ser paralela al plano de la disconformidad, o casi así.

Los contornos de la estructura en los estratos más jóvenes por encima de la inconformidad no tendrán la misma orientación y espaciamiento que los de los estratos más antiguos de abajo; ya sea el golpe o la caída, o ambos, serán diferentes.

 

Figura 3. Inconformidad angular, arenisca y conglomerado (cima de acantilado) del Grupo Triásico Fundy descansando sobre lodo cerca vertical y arenisca del Grupo Carbonífero Horton, Rainy Cove, Nueva Escocia.

Figura 4. Primer plano de la misma inconformidad angular a nivel de playa, Whale Cove, Nueva Escocia.

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Disconformidades

Figura 5. Inconformidad. Caliza del Ordovícico Medio del Grupo de Cabezales de Mesa (gris oscuro) descansando sobre la superficie erosionada de la dolopiedra del Ordovícico Inferior del Grupo St. George (gris pálido y marrón), Cantera Aguathuna, Península de Port au Port, Terranova.

Una disconformidad es un contacto entre estratos paralelos cuyas edades están significativamente separadas (Fig. 2b). ¿Cómo se puede reconocer? Se puede discernir la superficie de erosión mediante observaciones de características tales como canales de arroyos, perfiles de suelo enterrado y guijos/conglomerados. Si la única evidencia de una brecha es de una investigación paleontológica detallada, la superficie es una paraconformidad. En cualquier caso, los contornos de la estructura para los estratos tanto por encima como por debajo de la inconformidad serán paralelos y tendrán el mismo espaciado.

 

Inconformidades

Figura 6. Inconformidad. Grupo Proterozoico Torridon descansando sobre gneis paleoproterozoico, noroeste de Escocia, Reino Unido.

El término no conformidad se utiliza para describir el contacto entre los estratos sedimentarios más jóvenes depositados sobre una superficie erosionada de rocas cristalinas (ígneas o metamórficas) más antiguas (Fig. 2c) en las que distintas capas no pueden ser fácilmente reconocidas. (En otras palabras, es imposible decir si la inconformidad es angular o no).

Tenga cuidado de distinguir una inconformidad de un contacto intrusivo. En una inconformidad, las rocas sedimentarias más jóvenes se depositaron en una intrusión más antigua. Por lo general, puede haber guijarros de roca intrusiva desgastada en las rocas sedimentarias. En un contacto intrusivo, es la intrusión la que es más joven. Alrededor de rocas sedimentarias más antiguas pueden mostrar horneado (metamorfismo térmico), y la intrusión más joven puede contener piezas (xenolitos) de las rocas sedimentarias más antiguas. Aunque un contacto intrusivo puede ser fuertemente discordante, no es ningún tipo de inconformidad.

 

Inconformidades en mapas geológicos

En muchos casos, las inconformidades angulares pueden reconocerse a partir de mapas geológicos. La sucesión por encima de la disconformidad típicamente muestra estratos que son aproximadamente paralelos a la inconformidad, mientras que las rocas que subyacen a la disconformidad están fuertemente cortadas en el límite.

Figura 7. Mapa geológico que incluye una inconformidad.

Onlap y sobrepaso

En una sucesión sedimentaria que contenga una discordancia, los lechos pueden mostrar ya sea onlap o sobrepaso o ambos (Fig. 8). En esa parte de la sucesión por encima de una discordancia, los lechos más jóvenes encierran la sucesión de abajo si los lechos sucesivamente más jóvenes se extienden geográficamente más lejos sobre la superficie de inconformidad. La relación onlap se produce generalmente por el entierro progresivo de la topografía mediante un proceso llamado transgresión (definido como movimiento terrestre de la costa). Sobrepaso es una relación que involucra estratos por debajo de la inconformidad, y describe la forma en que la sucesión más joven descansa sobre una variedad de unidades en la sucesión inferior. En la Figura 8, Y y Z onlap la discordancia, e Y sobrepasa de R a S y T.

Figura 8. Sección transversal de una discordancia angular UU`, mostrando onlap y sobrepaso. La unidad X es impermeable, pero la unidad Q es porosa y contiene un reservorio de petróleo en una trampa para subcultivos.

Mapas paleogeológicos y subcultivos

Si las exposiciones de roca en la superficie de erosión actual se conocen como afloramientos, entonces las rocas que estuvieron expuestas en antiguas superficies de erosión que ahora están enterradas se conocen como subcultivos. Las superficies enterradas de erosión son inconformidades, por lo que los subcultivos representan esas rocas directamente debajo de una inconformidad. Si despojamos todas las rocas por encima de una inconformidad, podemos producir un mapa de las unidades de subcultivo, que sería un mapa paleogeológico. En efecto, se trata de un mapa de la geología ya que un geólogo prehistórico la habría registrado justo antes de que la deposición renovada comenzara a enterrar la antigua superficie de erosión. En la sección transversal de la Figura 8, un mapa paleogeológico que muestra la distribución de rocas antes de la deposición de las unidades X-Z mostraría la exposición erosionada de la sucesión plegada P-T. En la Figura 9, las unidades de subcultivo se muestran “en gris” debajo de la sucesión superpuesta de manera no conformable.

La intersección de un plano que representa la superficie de erosión y una superficie geológica debajo de la inconformidad es el límite de subcultivo de esa superficie más antigua. Se puede determinar fácilmente encontrando las intersecciones entre los contornos de estructura correspondientes en la inconformidad y la superficie más antigua. El límite de subcultivo es el límite entre una región donde la superficie más antigua se conserva por debajo de la inconformidad, y una región donde se erosionó. En la primera región, los contornos de la estructura de inconformidad son más altos que la superficie más antigua; en la segunda, los contornos de la estructura en la inconformidad muestran que es menor.

En términos prácticos, hay muchas trampas de hidrocarburos en los límites de subcultivos de rocas de yacimientos por debajo de las inconformidades angulares en la cuenca sedimentaria del oeste de Canadá. El petróleo y el gas más ligeros migran en la dirección ascendente a través de embalses enterrados, hasta que se encuentran con rocas más jóvenes impermeables sobre una discordancia. La búsqueda de tal ocurrencia se denomina juego de subcultivos en la industria petrolera.

Figura 9. El mismo mapa geológico que en la Fig. 7, pero con unidades por encima de la inconformidad (rojo) se muestra parcialmente transparente, revelando los subcultivos de unidades más antiguas debajo.

Estructuras primarias en rocas sedimentarias

Estratificación

Escala de afloramiento: ropa de cama, laminación

Los estratos se ven a menudo también a escala de afloramiento, y son una de las principales características que nos permiten reconocer rocas sedimentarias.

Las capas más gruesas de 1 cm se conocen como camas. Una capa más delgada que esta es una lámina (láminas plurales).

Varios procesos sedimentarios (tormentas, corrientes de turbidez) suspenden grandes cantidades de sedimento en un evento repentino, y permiten que se asiente lentamente, produciendo un lecho graduado con una base afilada, sobre la cual el tamaño del grano se afina progresivamente hacia arriba. Los lechos graduados son indicadores útiles de la dirección de la juventud: es decir, en rocas altamente deformadas, indican si los estratos están volcados o no. Sin embargo, los lechos graduados deben usarse con precaución porque existen procesos sedimentarios que pueden producir gradación inversa. Por ejemplo, las masas densamente móviles de granos colisionantes, que se avalanzan por una pendiente pronunciada, tienden a interactuar para que los granos grandes suban a la cima. Por lo tanto, la ropa de cama graduada solo debe usarse como un indicador de camino hacia arriba si se ve varias veces en una sucesión de estratos.

Estructuras generadas por corrientes, indicadores de ruta

Ya hemos mencionado la ropa de cama graduada como un indicador de camino hacia arriba, o dirección joven. Muchas otras estructuras sedimentarias pueden ser utilizadas como indicadores de camino hacia arriba.

Formas de cama y estratificación cruzada

Entre las más útiles se encuentra la estratificación cruzada. La estratificación cruzada resulta de la migración de formas de cama durante la sedimentación. Las formas de cama son olas en la superficie del lecho producidas por la acción de corrientes u ondas.

Las formas de cama generalmente se clasifican en formas más grandes, llamadas dunas, y tipos más pequeños llamados ondulaciones. Por convención:

• la estratificación cruzada producida por las dunas se llama lecho cruzado;
• estratificación cruzada producida por ondulaciones se llama laminación cruzada.

La estratificación cruzada indica el camino hacia arriba de manera más efectiva porque produce truncamientos de láminas, que se asemejan a inconformidades angulares a pequeña escala. Las láminas que están truncadas están siempre por debajo de la superficie de truncamiento.

Incluso si no se pueden ver los truncamientos, a veces es posible usar la laminación cruzada al señalar que la mayoría de las formas de cama tienen crestas que son más afiladas, más puntiagudas, que las depresiones. Sin embargo, en rocas deformadas a veces se da el caso de que la curvatura de las superficies se modifica. Por lo tanto, los truncamientos dan una indicación más segura de camino hacia arriba que la forma de laminación.

Figura 10. Ondulaciones. Grupo Cambrian Gog, Lago Louise, Alberta.

Figura 11. Dunas. Sedimentos recientes del estuario del río Kennetcook, Nueva Escocia.

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Figura 12. Laminación cruzada. Grupo Horton Carbonífero, Tennycape, Nueva Escocia.

Figura 13. Ropa de cama cruzada. Grupo Triásico Fundy, Cabeza Burntcoat, Nueva Escocia.

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Figura 14. El truncamiento del lecho cruzado indica que estos estratos están al revés. Banff, Alberta.

Marcas en la suela

Las marcas de suela son un segundo tipo de estructura sedimentaria que es útil para los geólogos estructurales. Las marcas de la suela se forman cuando el sedimento grueso (generalmente arena) se deposita rápidamente (generalmente por una corriente) sobre un sustrato fangoso. Las marcas de la suela incluyen:

• Moldes de ranura: las ranuras son hechas por corrientes que arrastran objetos a través del lodo; estos luego se llenan con arena y se conservan como moldes en la base de un lecho de arenisca;
• Coladas de flauta: las corrientes producen depresiones en forma de paletas en el lodo que se desvanecen en una dirección de corriente descendente; estas luego se llenan con arena y se conservan como moldes en la base de un lecho de arenisca;
• Estructuras de bioturbación (rastros de fósiles): madrigueras horizontales y senderos se llenan de arena y se conservan como moldes en la base de un lecho de arenisca.
• Estructuras de carga: se forman abombamientos en el fondo de un lecho de arenisca cuando la arena más densa se hunde en lodo húmedo menos denso.

Nota: estrictamente hablando, todas estas estructuras deben llamarse moldes, no moldes. Sin embargo, el término 'fundido' se usa más comúnmente.

Figura 15. Coladas con ranura. Grupo Cambrian Goldenville, Nueva Escocia.

Figura 16. Yeso de flauta. Grupo Cambrian Goldenville, Nueva Escocia.

Figura 17. Estructuras de bioturbación. Grupo Cambrian Goldenville, Nueva Escocia.

Estructuras generadas por deformación de sedimentos blandos

El sedimento recientemente depositado puede deformarse mientras esté sin litificar. Las estructuras de deformación de sedimentos blandos pueden ser desafiantes para el geólogo estructural, ya que son difíciles de distinguir de las estructuras tectónicas, formadas después de litificar el sedimento. Hay una serie de categorías.

• Las fisuras: estas se forman por la contracción del lodo a medida que se seca. Las fisuras de lodo son más visibles cuando se llenan con sedimentos superpuestos que son diferentes. Se adelgazan hacia abajo hasta cierto punto y por lo tanto pueden ser buenos indicadores de camino hacia arriba.
• Estructuras de carga: se forman abombamientos en el fondo de un lecho de arenisca cuando la arena más densa se hunde en lodo húmedo menos denso. Las estructuras de carga también entran en la categoría de marcas de suela. Las correspondientes lenguas estrechas de lodo que penetran hacia arriba entre las estructuras de carga se denominan estructuras de llama.
• Laminación convoluta: la arena que se deposita bajo el agua a menudo se empaca inicialmente de manera muy floja. Posteriormente, los granos pueden asentarse en un empaque más denso, y el agua entre los granos escapa hacia arriba. A medida que esto ocurre, el agua puede licuar la arena. Cualquier laminación puede deformarse en complejos pliegues caóticos. La laminación convoluta es solo un buen indicador de avance si es truncada por láminas más jóvenes.
• Estructuras de depresión: los sedimentos que se depositan en una pendiente pueden sufrir fallas catastróficas de la pendiente, y comenzar a moverse bajo la influencia de la gravedad. Las camas pueden plegarse firmemente como resultado de este tipo de proceso. Los pliegues de depresión pueden ser difíciles de distinguir de los pliegues tectónicos y no son particularmente efectivos como indicadores de avance. Sin embargo, si se conoce el camino hacia arriba a partir de otras estructuras, los pliegues de depresión pueden ser utilizados en sedimentología y análisis de cuencas como indicadores de paleoslope.

Figura 18. Grietas de lodo (vista superior). Formación Ordovícia Aguathuna, Península de Port au Port, Terranova.

Figura 19. Grietas de lodo (vista lateral). Grupo Mabou Carbonífero, Lismore, Nueva Escocia.

Figura 20. Estructuras de carga. Formación Ordovícia de Cabeza Inferior, Terranova.

Figura 21. Laminación convoluta. Arenisca Ordovícia Isla Águila, Terranova.

Figura 22. Pliegues de Slump. Provincia de Isparta, Turquía.

Estructuras primarias en rocas ígneas

Intrusiones

Las intrusiones por su naturaleza no suelen mostrar estratificación y, por lo general, no pueden usarse para determinar la inclinación o el camino hacia arriba. Sin embargo, al desentrañar la historia estructural de una región compleja, es importante conocer el momento relativo de las intrusiones, y aquí es donde las relaciones de contacto son de suma importancia.

Las características de exocontacto se forman en la roca anfitriona (también conocida como roca country) por el efecto de una intrusión. Una aureola metamórfica (zona horneada) a menudo es reconocible por cambios en la textura o mineralogía. Puede haber intrusiones menores donde el magma ha llenado grietas ramificándose de la intrusión principal. Estos se llaman diques (diques en EU) a menos que sean paralelos a estratos en la roca huésped, en cuyo caso son aleros.

Las características de endocontacto se forman dentro de una intrusión, donde entra en contacto con la roca huésped. Una zona de enfriamiento es típicamente de grano más fino que la mayor parte de la intrusión. Los xenolitos son pedazos de roca huésped que se rompieron y están rodeados por la intrusión.

Figura 23. Diagrama de bloques que muestra las características de los contactos intrusos ígneos.

Figura 25. Xenolitos del Grupo Cámbrico Halifax en Granito Devónico, Ensenada Portuguesa, Nueva Escocia.

Figura 24. Dique y alféizar de granito devónico se adentraron en Cambrian Halifax Group, Nueva Escocia.

Rocas volcánicas

Las rocas volcánicas suelen estar estratificadas, pero el lecho suele ser mucho menos claro que en las rocas sedimentarias. En ocasiones los contactos entre los flujos volcánicos son conspicuos porque están desgastados. Las capas de suelo llamadas 'bole', que consisten en lava erosionada suave y rica en arcilla a veces son visibles.

La lava que estalló bajo el agua generalmente forma almohadas similares a globos, típicamente de 0.5 a 2 m de diámetro, formadas por un enfriamiento rápido. Las almohadas posteriores se ajustan en forma a las que están debajo de ellas en un flujo, dando una indicación general de camino hacia arriba.

Los flujos de lava gruesos pueden contraerse y agrietarse a medida que se enfrían, produciendo juntas columnares Estos normalmente se forman perpendiculares a la base y a la parte superior de un flujo. Como resultado, las columnas son alargadas en la dirección del polo a la estratificación y por lo tanto pueden ser utilizadas para estimar la orientación de los estratos donde el lecho no se puede observar directamente.

Tenga en cuenta que las articulaciones columnares también son comunes en los umbrales. Los alféizares se pueden distinguir de los flujos solo observando sus contactos: los alféizares muestran contactos intrusivos en la parte superior e inferior, mientras que los flujos suelen mostrar una superficie desgastada.

Figura 26. Lavas de almohada. Macizo de Troodos Cretácico, Chipre.

Figura 27. Juntas columnares en alféizar. Salisbury Crags, Edimburgo, Escocia.