Stratigrafie1

7/29/2019 Stratigrafie1

1/93

StratigrafieSORIN FILIPESCU

2012

I


2/93

1

1

Ce este STRATIGRAFIA?


3/93

Stratigrafia reprezint fundamentulinterpretrilor geologice de orice tip,oferind principiile dup care se pot datai reconstitui apariiile i succesiunea

evenimentelor din istoria Pmntului.Stratigrafia era considerat n modtradiional ca tiina descriptiv astratelor de roci.

Utilizarea informaiilor oferite de rocilenestratificate, att sedimentare, ct imagmatice sau metamorfice pentrudeterminarea vrstelor geocronometrice

(numerice) sau a vrstei relative prinstabilirea relaiilor cu rocile stratificate cucare sunt asociate, fac ca in prezentdefiniia stratigrafiei s aib un sens mailarg:

2

Stratigrafia- termen introdus n 1852 de Alcide dOrbigny:lat. stratum + gr. graphia.


4/93

Stratigrafia este tiina geologic al crei

scop este descrierea tuturor corpurilor de

roc din crusta terestr i organizarea

acestora n uniti distincte, cartabile iutile, pe baza proprietilor sau caracte-

risticilor acestora.

Procedurile stratigrafice urmrescstabilirea relaiilor spaiale dintreunitile de roci i succesiunea temporala formrii acestora. Aceste proceduricuprind:

- descrierea corpurilor de roci- clasificarea corpurilor de roci

- denumirea corpurilor de roci

- corelarea corpurilor de roci

3


5/93

Fundamentele gndirii stratigrafice

Pliniu cel Batrn (23-79 AD)

- a scris Naturalis Historiae

- fondatorul gndirii geologicesintetiznd observaiile de pn atunci

- a plecat din lume n urma unui fenomengeologic...

Reconstituirea erupiei vulcanului Vezuviu din anul 79

4


6/93

Nicolas Steno (1638-1686):

Episcop catolic danez, cu preocupri nanatomie, paleontologie, cristalografie istratigrafie.

n 1666, pe cnd era doctorul familiei

Medici la Florena a disecat un cap derechin gigant constatnd asemnareadintre dinii acestuia i dinii fosili roci,pn atunci consi-derai limbi de piatr(glossopetrae).

n Dissertationis prodromus (1669) enunat:

- principiul orizontalitii iniiale

- principiul superpoziiei

- principiul continuitii laterale

A susinut c inventarul fosil reprezint ocronologie a diferitelor creaturi care autrit de-a lungul istoriei Pmntului.

5


7/93

Giovanni Arduino (1714-1795)

n 1759 a fcut prima clasificare a rocilori vrstelor geologice pe bazaobservaiilor fcute n sudul Alpilor:

- Primar - rocile cristaline cele mai vechi

de pe Pmnt, situate n zona central amunilor;

- Secundar - roci sedimentare dure de peflancul munilor

- Tertiar - sedimentele neconsolidate dinzonele premontane

- Cuaternar - curgeri de lave

6


8/93

Abraham Werner (1749-1817)

- fondatorul teoriei neptuniste (toaterocile s-au format prin cristalizare noceanele primare)

- a divizat succesiunea cronologic arocilor n 5 serii: Primar (magmaticeintrusive i metamorfice), Tranziional(calcare masive, graywacke, silluri idykeuri), Secundar (roci stratificate),

Teriar (sedimente aluvionare) iVulcanic (lave noi)

- a fcut legtura dintre eustatism i

secvenele majore de roci

-

7


9/93

James Hutton (1726-1797)

n Theory of the Earth (1788) - teoriaplutonist (rocile provin din activitatea

vulcanic, sunt supuse eroziunii,depunerii n oceane i ridicrii lasuprafa) -> a sesizat natura ciclic asuccesiunilor stratigrafice prin micrilecrustale, eroziune i depoziie.

- a pus bazele teoriei uniformismului(procesele i legile naturale actuale auacionat la fel n trecut i sunt valabile

oriunde n univers)- a sesizat importana discordanelor

Una dintre discordanele celebre studiate de Hutton n1788 la Siccar Point (Scoia) - gresii devoniene (345 Ma)acoper erozional graywacke siluriene (425 Ma).

8


10/93

Antoine Laurent Lavoisier (1743-1794)

A fost capabil s deduc succesiunea

vertical a stratelor reprezentate pehrile cu tipuri de roci i astfel stranspun geometria prezent astructurilor geologice ntr-o succesiune aevenimentelor din trecut.

Georges Cuvier (1769-1832)

A fcut legtura ntre extinii ifluctuaiile de nivel marin

"De ce nimeni nu a observat c fosilele aufost cele care au dat natere unei teorii despre

formarea Pmntului, c fr ele nimeni nu

ar fi putut visa vreodat c au existat epoci

succesive n formarea globului?"

9


11/93

Charles Lyell (1797-1875)

Principles of Geology (1830-33): principiileactualismului (prezentul este cheiatrecutului) i ale interpretrii relaiilor deinterseciei incluziunilor.

William Smith (1769-1839)

A constatat c anumite strate pot fintotdeauna gsite n aceeai poziierelativ, iar fiecare strat poate fi

identificat prin fosilele pe care le conine.

Observnd c asociaiile similare de fosilese succed n aceeai ordine, de la rocilemai vechi spre cele mai noi, a enunat

10


12/93

principiul succesiunii fosilelor, fiind astfelconsiderat printele stratigrafiei.

- a publicat prima hart geologic la scar

naional

- Johannes Walther

(1860-1937)

- legea corelaiei faciesurilor- principiul conservrii masei

11


13/93

Hollis D. Hedberg

(1903-1988)

A e l a b o r a t G h i d u lStratigrafic Internaional(1976), care cuprindeprincipiile i standardelede lucru pentru activitateastratigrafic.

Peter Vail (1930-)

A artat c reflexiileseismice nu urmeaz

limitele de litofacies ciliniile de timp geologic ia enunat principiilemodelului arhitectural alsecvenelor controlate de

eustatism (1977) -> stratigrafiasecvenial seismic.

12


14/93

2

13

Metodologia stratigrafic

Stratigrafia ncearc s localizeze corpurile

geologice ntr-un sistem spaial tridimensional

la care se adaug a patra dimensiune, timpul.


15/93

Scopul stratigrafiei este de a reconstituiun mozaic tridimensional:- pe acelai nivel trebuie asamblate

piesele de aceeai vrst- conectarea nivelelelor succesive permitereconstituirea istoriei Pmntului

Pentru a reconstitui elementele spaiale itemporale n stratigrafie sunt necesare

date litologice, mineralogice, fizico-chimice i paleontologice.

Datele de suprafa sunt ntotdeaunaincomplete n spa iu datori tdiscontinuitii unitilor stratigrafice saucaracterului punctual al observaiilor.

Consecina este o viziune fragmentarasupra spaiului i timpului.

Reprezentarea spaial a unitilor de roc

Reprezentarea unitilor de timp

14


16/93

Activitatea stratigrafic are ca scopclasificarea corpurilor de roci in unitistratigrafice conform unor standarde i

terminologii internaional acceptate.Rocile pot fi clasificate dup caracterelelitologice, coninutul fosil, compoziiamineralogic i chimic, proprietilefizice, timpul de origine, mediul de

genezi alte criterii.Unitile convenionale (formale) utilizaten prezent sunt:

- unitile litostratigrafice - bazate peproprietile litologice ale corpurilor de

roci;- unitile biostratigrafice - bazate peconinutul fosil al corpurilor de roci;- unitile cronostratigrafice - bazate petimpul de formare a unitilor de roci;

- unitile mrginite de discordane -corpuri de roci delimitate la prilesuperioari inferioar de discontinuitisemnificative n succesiunea stratigrafic;

- unit i de polaritatemagnetostratigrafic - bazate pe sensulorientrii magnetizrii remanente dincorpurile de roci.

Unitile stratigrafice sunt definite prindescrieri subiective. Pentru unitilestratigrafice i limitele lor, cea maiobiectiv definiie standard este oferit deStratotip.

Stratotipul (seciunea tip) este

standardul de referin al unei unitistratigrafice sau al unei limitestratigrafice, reprezentat printr-uninterval sau un punct specific ntr-osuccesiune specific de roci stratificate.

15


17/93

Exemple de desemnare a stratotipurilor: a. pentruuniti i limite litostratigrafice; b. pentru uniti i

limite cronostratigrafice

16

Exerciiu:

Ce ar putea reprezenta punctul marcat n imagineade mai sus?

A. Stratotipul unitii

B. Stratotipul limitei litostratigrafice

C. Limita dintre unitile cronostratigrafice

D. Limita dintre unitile litostratigrafice


18/93

1

La baza datrii i corelrii stratigrafice dup criterii litologice stau cteva principii

fundamentale, care reprezint punctul de plecare al oricrei analize stratigrafice.

Litostratigrafia (stratigrafia litologic) reprezint baza geologiei sedimentaredescriptive. Observaiile i msurtorile din teren permit reprezentarea datelor pecoloane stratigrafice i sunt punctul de plecare pentru cartografia geologic iinterpretrile secveniale.

Cuprins

1.Relaiile spaiale dintre roci

2.Corelarea stratigrafic

3.Litostratigrafia

Metode litologice i litostratigrafie

17


19/93

1.1. Relaiile spaiale dintre rocin practica stratigrafic este necesarstabilirea ordinii de depunere a stratelor.

Principiul superpoziiei stratelorstabile te c ntr-o succesiunenederanjat de roci sedimentare

stratificate, stratele superioare sunt mai

noi dect cele pe care repauzeaz.

Relaii de superpoziie: a. neinfluenate, b. influenatede topografia depoziional

Pentru a aplica corect acest principiu,trebuie s se in cont i de elementeleindicatoare de vrst sau contextuldepoziional.

Relaii ntre corpurile litologice: a. discordan; b.intersecii i diapire; c. incluziuni cu claste dinsubasment; d. incluziuni cu xenolite din acoperi

Cazuri n care principiul superpoziiei trebuie aplicat cupruden: a. terase fluviale; b. curgeri de lave pe relieferodat; c. complicaii tectonice produse de cute; d.complexe succesive de dykeuri i silluri; e. complicaiitectonice produse de falii.

18


20/93

Indicatori sedimentologici ai poziiei normale astratelor: a. stratificaie ncruciat; b. incizii; c.fragmente smulse din substrat; d. gradaie normal; e.crpturi de uscare; f. ripple; g. suprafee splate; h.rdcini; i. bioherme; j. poziia stabil a valvelor; k.spturi; l. structuri geopetale; m. urme de locomoie

Discordanele sunt suprafeele deeroziune, care reprezint lacune nsuccesiunea strat igrafic, f i ind

echivalente cu perioade de nedepunere asedimentelor (hiatusuri) de milioane sausute de milioane de ani.

Apar n urma expunerii i eroziuniirocilor, urmate de redepunerea de

sedimente pe suprafaa de eroziune.Tipuri:

inconformitate unghiular

19


21/93

nonconformitate

disconformitate

paraconformitate

Spre deosebire de discordane,diastemele reprezint ntreruperi scurteale proceselor depoziionale, urmate saunu de o slab eroziune naintea reluriisedimentrii (sunt responsabile de

apariia suprafeelor de stratificaie).

20


22/93

21

Exerciiu:

Care este tipul de discordan dintreunitatea litologic inferioar (metamorfic)i cea su erioar (sedimentar)?

A. inconformitate unghiular

B. nonconformitateC. disconformitate

D. paraconformitate


23/93

1.2. Corelarea StratigraficCorelarea n sens stratigrafic nseamnindicarea corespondenei caracterelor i/

sau poziiei stratigrafice.

Exemplu de corelare n formaiuni sedimentare jurasicede pe coasta de SE a Angliei

Procesul de corelare stratigrafic poare fiefectuat n dou moduri:

- prin urmrirea stratelor de la o regiunela alta, ceea ce este posibil prin aplicareaprincipiului continuitii laterale

(stratele sedimentare s-au dezvoltat ntimpul formrii n toate direciile, deci suntcontinue i sincrone pe lateral);

- prin cutarea de succesiuni comparabilen locuri diferite.

Legea corelaiei faciesurilor (Legea luiWalther), precizeaz c faciesurilesuprapuse ntr-o serie geologic au

reprezentat medii alturate n momentul

formrii.

Superpoziia mediilor depoziionale arezultat prin migrarea progresiv aacestora n timpul proceselor detransgresiune i regresiune.

22


24/93

Ilustrarea Legii lui Walther

Principiul continuitii laterale i Legealui Walther sunt aplicabile doar dac sepot stabili clar relaiile dintre liniile deizofacies i liniile de timp.

Principiul continuitii laterale poate fiaplicat n mediile marine adnci, cuenergie redus, unde sedimentaia relativcontinu este asigurat de gravitaie.Corpurile sedimentare cresc prin acreievertical (agradare), iar liniile de izofaciessunt paralele cu liniile de timp.

Relaia dintre liniile de timp i cele de izofacies nmediile marine adnci (a) i cele deltaice (b, c).

n cazul mediilor cu adncime redus (ex.deltele fig. b,c), este caracteristiccreterea corpurilor sedimentare prinacreie lateral (progradare). Corpurilesedimentare avanseaz spre centrul

bazinului sub form de prisme succesive.

Secvenele elementare (fig. b) au liniile detimp concurente cu liniile de facies, iar nsecvenele majore (fig. c) liniile de timpsunt paralele cu liniile de facies.

23


25/93

1.3. LitostratigrafieUnitile litostratigrafice sunt corpuri deroci, stratificate sau nu, definite i

caracterizate pe baza proprietilorlitologice. Clasificarea litostratigraficeste prima abordare n activitateastratigrafic i este ntotdeauna o cheiectre istoria geologic.

Relaia dintre unitile litostratigrafice permitereconstituirea istoriei evoluiei geologice.

Unitile litostratigrafice convenionalesunt urmtoarele:

Formaiunea este unitatea convenional

primar utilizat pentru a carta, descrie iinterpreta geologia unei regiuni .Formaiunile pot fi compuse din orice tipde roci (sedimentare, magmatice,metamorfice) i uneori din asocieri ale

acestora.

Membrul este unitatea litostratigraficimediat inferioar ca rang formaiunii n

ierarhia convenional, fiind ntotdeauna

parte a unei formaiuni, cu proprietilitologice distincte fa de prileadiacente ale formaiunii. Un membru sepoate extinde de la o formaiune la alta.

24


26/93

Stratul este cea mai mic unitate convenio-

nal n ierarhia litostratigrafic sedimentar.Este unitar i distinct litologic fa de

stratele adiacente, fa de care se separprin suprafee de stratificaie.

Curgerea este cea mai mic unitatelitostratigrafic convenional de roci

provenite din curgeri vulcanice. Este

echivalent n rang cu stratul.Grupul este unitatea litostratigraficconvenional de rang imediat superior

formaiunii, care cuprinde o succesiune deformaiuni care au proprieti litologice

diagnostice semnificative comune.Practicile stratigrafice iau n consideraren separarea grupurilor att litologiadominant, ct i geneza. De asemenea, n

toate cazurile n care apar discordanemajore sau schimbri semnificative defacies se traseaz limitele ntre grupuri.

Complexul este format din diferite tipuride roci din oricare clas (sedimentare,magmatice sau metamorfice), cu litologieneregulat amestecat sau cu relaiistructurale foarte complicate.

Litoorizontul este o suprafa deschimbare litostratigrafic (ex. limita uneiuniti litostratigrafice) sau un strat reperfoarte subire i distinct n cadrul uneiuniti litostratigrafice.

Unitile litostratigrafice au numepropriu constituit dintr-o particul caredefinete tipul i rangul unitii saucaracteristica litologic i o particul

25


27/93

geografic legat de zona geografic dincare a fost descris (ex. Formaiunea de

Jibou, Calcarul de Cluj).

Exerciiu:

Lund n considerare caracterele litologice, cteuniti litostratigrafice ar putea fi separate nimaginea alturat?

A. O formaiune

B. Dou formaiuni

C. Dou formaiuni i un membru

D. Trei formaiuni

26

2


28/93

2

Fosilele sunt unele dintre cele mai utilizate elemente pentru datarea i corelareasuccesiunilor sedimentare. Ele reprezint cele mai bune elemente pentru datrilerelative i corelrile de timp pe scar larg n Phanerozoic i stau la baza ScriiCronostratigrafice Globale.

Cuprins

1.Rolul fosilelor

2.Uniti biostratigrafice

Fosilele i biostratigrafia

27


29/93

2.1. Rolul fosilelor

Fosilele sunt unele dintre cele maiutilizate elemente pentru datarea i

corelarea succesiunilor sedimentare. Elereprezint cele mai bune elemente pentrudatrile relative i corelrile de timp pescar larg n Phanerozoic i stau la bazaScrii Cronostratigrafice Globale.

Distribuia stratigrafic a grupelor majore de organisme

Utilitatea metodei paleontologice nstratigrafie este dat de evoluia organicordonat, progresiv i ireversibil aorganismelor n relaie cu timpulgeologic, dar i de raspndirea fosilelor,pe suprafee mari, cu precdere n rocilesedimentare.

Aplicarea metodei paleontologice esteinfluenat de condiiile de mediu,provincialismul organismelor, abundena,mobilitatea, i rata de speciaie a acestora,precum i de ali factori, printre care:procesele de condensare stratigrafic,remanierile i infiltrrile.

Fosilele remaniate au fost preluate dinroci de o anumit vrst, transportate iredepozitate n sedimente mai tinere.

28


30/93

Mecanismul remanierii fosilelor

Fosilele remaniate pot fi uneorirecunoscute datorit efectelor diagenezei

sau urmelor de prelucrare mecanic dintimpul transportului sau diagenezei.

Fosilele infiltrate sunt mai tinere dectroca n care se gsesc, i apar n urmainfiltraiilor de fluide care le transport

prin porii i fisurile rocii, precum i prinaciunea animalelor care sap canale icaviti, care ulterior sunt umplute cusedimente mai noi.

Mecanismul infiltrrii fosilelor

2.2.Unitile biostratigrafice

Unitile biostratigrafice (biozonele)sunt corpuri de roci, de obicei stratificate,definite pe baza coninutului lor fosil.

Bioorizontul (orizontul biostratigrafic)

este o limit stratigrafic, suprafa sau

interfa de-a lungul creia se produce omodificare semnificativ i distinct acaracterului biostratigrafic. Separarea

bioorizonturilor se face innd cont de:

29


31/93

- prima (inferioar stratigrafic) apariie(first occurrence = FO),

- ultima (superioar stratigrafic) apariie

(last occurrence = LO),- apariiile distincte, modificrile deabunden (first consistent occurrence= FCO; last consistent occurrence =LCO)

- modificrile n caracterul taxonilorindividuali (ex. modificarea sensului denrulare a testului foraminiferelor).

Tipuri de uniti biostratigrafice

Zona de Taxon (Taxon-range Zone) -reprezint corpul de strate corespunztor

extinderii stratigrafice i geografice aspecimenelor unui anumit taxon.

Limitele unei zone de taxon suntbioorizonturi care marcheaz ocureneleextreme (cea mai de jos i cea mai de sus)

ale taxonului diagnostic.

Numele zonei de taxon este dat detaxonul a carui extindere o reprezint (ex.Zona de Taxon cu Velapertina).

30


32/93

Zona de Concuren (Concurent-rangeZone) - reprezint corpul de strate careinclude prile concurente (suprapuse)ale zonelor de extindere a doi taxonispecificai dintr-o succesiune de strate.

Limitele zonei sunt definite de cea mai dejos apariie stratigrafic a taxonului cuextinderea cea mai noui de cea mai desus apariie a taxonului cu extinderea ceamai veche. Numele zonei este dat deambii taxoni care caracterizeaz zona (ex.Biozona de Concuren cu Globigerina selli- Pseudohastigerina barbadoensis)

Zona de Interval (Interval Zone) -reprezint un corp de strate fosiliferentre dou bioorizonturi specificate (ex.ocurena unui taxon sau orice alt

bioorizont distinct).

Numele zonei deriv din orizonturile salede limit (ex. Zona de Interval cuGlobigerinoides sicanus - Orbulinasuturalis).

31


33/93

Zona Filogenetic ('Lineage Zone) -reprezint un corp de strate care coninespecimene caracteristice unui segmentspecific al unei linii evolutive.

Poate reprezenta ntregul interval deextindere a unui taxon n cadrul uneifiliaii (A) sau doar o parte a extinderiitaxonului sub apariia taxonuluidescendent (B).

Limitele zonei sunt marcate de primaapariie a elementelor liniei evolutive.Denumirea zonei este dat de taxonul acarui extindere o reprezint (ex. BiozonaFilogenetic cuMiogypsina intermedia).

Zona de Asociaie (Assemblage Zone) -reprezint un strat / corp de stratecaracterizat de o asociaie distinct de treisau mai mul

i taxoni, care impreun

confer zonei un caracter biostratigraficdistinct n relaie cu stratele adiacente.

Limitele zonei se traseaz la nivelulapariiei asociaiei caracteristice unitii.Numele zonei deriv din unul sau doidintre taxonii proemineni i diagnosticiai asociaiei (ex. Biozona de Asociaie cuEponides).

32


34/93

Zona de Abunden (AbundanceZone) - reprezint un corp de strate ncare abundena unuia sau mai multortaxoni este semnificativ mai mare dect n

prile adiacente ale seciunii.

Limitele zonei sunt definite debioorizonturile cu schimbri notabile nabundena taxonului sau taxonilor

caracteristici.Zonele de abunden i iau numele de lataxonul sau taxonii a cror abunden oreprezint (ex. Biozona de Abunden cuAnomalinoides dividens).

33

3


35/93

Cronostratigrafia este partea stratigrafieicare se ocup cu relaiile relative de timpi vrst dintre corpurile de roci, oferind

cadrul temporal necesar ncadrrii ireconstituirii succesiunii evenimentelorgeologice).

Cuprins

1.Uniticronostratigrafice

2.Scara GeocronologicGlobal Standard

3.Metodegeocronometrice

Cronostratigrafie

34

1 U i i i fi C i l ( O i l


36/93

3.1. Uniti cronostratigrafice

Geocronologia este tiina datrii ideterminrii succesiunii n timp a

evenimentelor din istoria Pamntului.

Geocronometria este ramura geologieicare se ocup cu msurarea cantitativ(numeric) a timpului geologic (ka, Ma,Ga fa de prezent).

Unitatea cronostratigrafic este corpul deroci care include exclusiv i n totalitaterocile formate ntr-un interval specific detimp geologic.

Unitatea geocronologic este o unitate detimp geologic (timp determinat prinmetode geologice) - nu este o unitatestratigrafic.

C r o n o o r i z o n t u l ( O r i z o n t u lcronostratigrafic) este interfaa sausuprafaa stratigrafic izocron oriunde s-ar afla. Echivalentul su geocronologiceste momentul.

Unit i le geocronologice icronostratigrafice convenionale sunt nordine ierarhic urmtoarele:

UNITI

GEOCRONOLOGICE

UNITI

CRONOSTRATIGRAFICE

Eon Eonothem

Er Erathem

Perioad Sistem

Epoc SerieVrst Etaj

Subvrst Subetaj

35

3 2 S G l i / S il t ti fi i l


37/93

3.2. Scara Geocronologic /Cronostratigrafic Global Standard

Scopul major a l c las i f ic r i i

cronostratigrafice este stabilirea ierarhieiuni t i lor cronostratigrafice cuaplicabilitate global, ca standard dereferin pentru datarea tuturor rocilor depretutindeni i pentru ncadrarea lor n

istoria geologic a planetei.Asemenea timpului pe care l reprezint,toate unitile ierarhiei cronostratigraficestandard au teoretic extindere global.

Sarcina elaborri Scrii CronostratigraficeGlobale Standard revine ComisieiInternaionale de Stratigrafie (ICS),supervizat de Uniunea Internaional atiinelor Geologice (IUGS).

Scrile cronostratigrafice regionale

Unitile de rang inferior (serii, etaje) aleScrii Cronostratigrafice Globale

Standard nu au ntotdeauna aplicabilitatela scar global. De aceea, n activitateastratigrafic sunt utilizate uneori unitiregionale, corelabile pe ct posibil cuunitile standard (ex. etajele din zona

Paratethysului).

36


38/93

37

3 3 Metode geocronometrice Metoda poate determina vrsta de


39/93

3.3. Metode geocronometrice

Stratigrafia modern nu poate ficonceput fr controlul asupra vrstelornumerice ale formaiunilor geologice.Cele mai comune metode de datarenumeric sunt urmtoarele:

3.3.1. Metodele radioizotopice

Metodele radioizotopice utilizeaz ca

ceas geologic dezintegrarea izotopilorelementelor chimice naturale, oferindvalori exprimate n multipli de ani

(ka=103, Ma=106, Ga=109), inclusivpentru roci nefosilifere.

Vrsta rocilor se poate calcula dac secunosc rata de dezintegrare i proporiaizotopilor elementelor coninute nmineralele din roci la momentul formrii.

Metoda poate determina vrsta deformare a rocilor de origine magmatic, amineralelor autigene din unele rocisedimentare, i vrsta metamorfismului.

Izotopii elementelor chimice sunt instabilii se transform prin dezintegrareradioactiv n izotopi ai altor elemente.Fiecare serie de dezintegrare radioactivnecesit un interval de timp caracteristic,cunoscut sub numele de timp de

njumtire (timpul necesar pentru ca

38

jumtate din izotopul original P s treac


40/93

jumtate din izotopul original P s treacn izotopul derivat D).

Dac pot fi msurate proporiile dintre

izotopii originali i cei rezultai dinasemenea serii de dezintegrare,cunoscnd timpul de njumtire alseriei se pot calcula perioade de timpgeologic plecnd de la relaia:

N=N0e-'t

(N0 - numrul de atomi iniiali, N - numrul de

atomi dup perioada de timp t, ' - constanta dedezintegrare sau rata cu care izotopul original trece incel succesor, e =2,718 - baza logaritmului natural ln).

Vrsta radiometric se calculeaz dinrelaia:

t=(1/')ln(D/P+1)

Se consider c n momentul n care unmineral cristalizeaz dintr-o topiturmagmatic, precipit chimic ntr-unsediment sau este recristalizat ntr-o roc

metamorfic, este prezent doar izotopulparental. ntr-un sistem nchis, ceasulradiometric este iniiat odat cuformarea mineralului.

39

Datarea prin metoda Potasiu Argon - Inconvenientul este eliminat prin


41/93

Datarea prin metoda Potasiu Argon -este utilizat pentru datarea rocilormagmatice i a glauconitului autigen dinrocile sedimentare.

Izotopul 40K se dezintegreaz parial(prin captarea unui electron) n 40Ar (gaz)i 40Ca. Cantitatea de izotopi de Ar

rezultat este msurat cu spectrometrulde mas. Din pcate, Ar poate scpa dinroc prin difuzie si astfel pot s aparfrecvent erori de subestimare a vrstei.

Inconvenientul este eliminat prinfolosirea metodei Argon Argon: se

bombardeaz proba cu neutroni pentru aforma 39Ar din 39K existent. Raportul39K/40K fiind o constant cunoscut, dacse poate msura cantitatea de 39Arderivat din 39K, se poate calcula indirectcantitatea de 40K prezent n roc. Pentruaflarea cantitii de 39K convertit n 39Ar

se compar rezultatele obinute prinbombardarea n paralel a unei probe cuvrst cunoscut.

Datarea prin metoda Rubidiu Stroniu

Rb, este un element urm comun n multeminerale i roci silicatice. 87Rb sedezintegreaz prin emisia unui electron(() n 87Sr cu un timp de njumtire de

40

49Ga Proporia 87Sr/86Sr se msoar cu Rb i Sr au reactivitate i mobilitate


42/93

49Ga. Proporia Sr/ Sr se msoar cuspectrometrul de mas i depinde depropor ia ini ial din magm,concentraia de 87Rb i vrst. Cele dounecunoscute - raportul iniial 87Sr/86Sr icantitarea de 87Sr derivat din 87Rb sedetermin prin rezolvarea unui sistem deecuaii, lund n calcul fie concentraiiledin dou minerale diferite (ex. ortoclaz i

muscovit), fie din numeroase probe deroc din acelai corp magmatic.

Rb i Sr au reactivitate i mobilitatediferit n procesele de alterare, ceea cepoate introduce erori n msurtori.Inconvenientul este eliminat prinutilizarea metodei Samariu Neodym,elemente care au o comportare aproapeidentic n reaciile geochimice. 147Sm sedezintegreaz cu emisii de particule ) itrece n 143Nd, cu un timp de njumtire

de 106 Ga. Generarea lent a 143Ndpermite utilizarea metodei pentru rocivechi, cu erori analitice nesemnificative.

Datarea prin metoda Uraniu Plumb.

Toi izotopii U sunt instabili

i se

transform n elemente ca Th, Rn i Pb.Pentru datri radiometrice suntimportante dou serii de dezintegrare:

41

- 238U - 206Pb cu un timp de njumtire


43/93

U Pb cu un timp de njumtirede 4,47 Ga;

- 235U - 207Pb cu un timp de njumtire

de 704 Ma.Proporia natural dintre izotopii U esteconstant (99% 238U, 0,7% 235U). Prinmsurarea proporiilor dintre izotopiiparentali i cei derivai se poate

determina cantitatea de Pb radiogen iastfel vrsta mineralului.

U apare n minerale de tipul monazitului,zirconului, sfenului i apatitului; dintreacestea, zirconul este cel mai util, avnd

mult U i puin Pb neradiogen. Datrilecu zircon sunt utilizate pentru rocile celemai vechi de pe Pmnt.

Incluziuni de zircon cu aureole pleocroice n biotit

Seria de dezintegrare a izotopilor de U,Th i Pb include i izotopi cu via scurt,utilizai pentru datri n Pleistocen iHolocen (ex. 230Th - 234U pentru datareaspeleothemelor).

42

Datarea cu Radiocarbon (14C) - este 3.3.2. Alte metode izotopice


44/93

Datarea cu Radiocarbon ( C) esteutilizat pentru resturi vegetale i oasevechi de cel mult 100 ka.

Organismele vii preiau continuu carbondin mediu, inclusiv izotopul radioactiv14C, produs prin bombardarea cu razecosmice a 14N din atmosfer. Cndorganismul moare, 14C ncepe s se

dezintegreze cu un timp de njumtirede 5730 ani.

Prin msurarea proporiei de 14C dinesut, se poate determina timpul scurs dela moartea organismului.

3.3.2. Alte metode izotopice

Datarea cu izotopi de Strontiu. Sr estesimilar din punct de vedere chimic cu Ca

i apare n cantiti mici n calcare subform de SrCO3. Exist doi izotopi

comuni, 86Sr i 87Sr, iar proporia dintre eis-a modificat n apa mrii de-a lungulPhanerozoicului, conform unei curbe

construite pe baza informaiilor oferite demineralele carbonatice, neexpuse ulterioralterrii sau recristalizrii.

43

Prin compararea raportului 87Sr/86Sr din


45/93

p p /calcitul dintr-o prob cu vrstnecunoscut cu valorile de pe curb sepoate determina vrsta probei ( 0.5 Ma).

Pentru aplicarea corect a metodei trebuies se in cont de dou aspecte:

- un raport particular 87Sr/86Sr nu esteunic pentru toat curba, de aceea pentru

a determinri exacte este necesarutilizarea unor elemente complementarede control;

- sunt utilizabile doar mineralelecarbonatice formate din apa mrii i care

nu au fost recristalizate ulterior(cochiliile aragonitice recristalizeaz ncalcit de-a lungul timpului, de aceea secaut resturi scheletice iniial calcitice).

n Phanerozoic, se cunosc cel puin 60 devariaii distincte ale izotopilor de Sr, C, Oi S, cu aplicabilitate cronostratigrafic.

Utilizarea izotopilor carbonului din

carbonai se bazeaz pe dependenanivelului de *13C fa de mecanismul dereducere fotosintetic a carbonului oxidatla carbon organic.

44

Metoda care utilizeaz izotopii Exist metode chemostratigrafice care


46/93

p

oxigenului din carbonai se bazeaz pefaptul c nivelul *18O din carbonaiicristalizai depinde de temperatura icompoziia izotopic a mediului acvaticn care acetia cristalizeaz.

Utilizarea izotopilor sulfului din sulfaise bazeaz pe faptul c variaia *34S este

controlat de procesele de reducerebacterian a sulfailor din mlurile de pefundul mrilor (care influeneaz icompoziia izotopic a CaSO4 din

evaporitele marginale).

Din pcate, utilizarea metodelor izotopiceeste adesea limitat de efectelediagenezei, care altereaz proporiainiial a izotopilor.

g

utilizeaz pentru datare unele anomaliigeochimice (ex. anomaliile de Ir datorateimpactului cu corpuri extraterestre, ale Psau U datorate productivitii organice,ale Mn datorate stratificrii apelor etc.)sau fluctuaii ale proporiilor izotopice(variaiile *18O i *13C din cochilii indicvariaii ale temperaturii apelor i ale

productivitii marine).

3.3.3. Datarea cu urme de fisiune

(fission tracks)

Metoda se bazeaz pe efectele radiaiilor

provenite din dezintegrarea izotopilorradioactivi. Emisiile de particulele ) cuenergie ridicat n interiorul cristalelorproduc avarii ale reelei cristaline.

45

Fiecare mineral are o temperatur de metode se poate determina vrsta la care


47/93

pblocare deasupra creia reeaua cristalinse reface, nepstrnd urmele lsate departiculele ). La temperaturi mai joase

urmele de fisiune pot fi detectate imsurate n minerale, fcnd posibildeterminarea timpului scurs de la ieirearocii din temperatura de blocare.

Mineralele utilizate n mod comun pentrudeterminri de vrst cu ajutorul urmelorde fisiune sunt apatitul (cu temperaturade blocare la 90C) i zirconul (cutemperatura de blocare la 300C).

Principala utilizare a acestei metode estestabilirea istoriei ridicrii sau dezgropriicorpurilor de roc. Dac se cunoategradientul geotermic, cu ajutorul acestei

pcorpul de roc a fost ridicat deasupraadncimii temperaturii de blocare.

Urme de fisiune n apatit

3.3.4. Metodele de termoluminisceni

luminiscen optic stimulatSe bazeaz pe efectele ionizante aleradioactivitii naturale din mineralelecare conin K, Th i U. Electronii eliberai

46

de radiaia ionizant sunt captai n 3.3.5. Metodele paleomagnetice


48/93

reeaua unor minerale i se acumuleaz ntimp. Dac se cunoate nivelul deradioactivitate din roca nconjurtoare,

prin msurarea dozei primite de unmineral se poate calcula vrsta acestuia.

Termoluminiscena este utilizat pentrua data calcitul din stalagmite.

Luminiscena optic stimulat se bazeazpe faptul c lumina solar estompeazsemnalul de luminiscen, deci esteposibil s se determine timpul scurs decnd o anumit granul sedimentar a

fost expus pentru ultima oar luminiisoarelui nainte de a fi ngropat nsediment. Astfel pot fi datate nisipurivechi de zeci pn la sute de mii de ani.

Inversiunile i fluctuaiile cmpuluimagnetic terestru reprezint evenimente

globale. n stratigrafie pot fi utilizateproprietile magnetice msurabile alerocilor, cum ar fi susceptibilitateamagnetic sau intensitatea i direciamagnetizrii remanente naturale (NRM).

Magnetizarea remanent natural poates indice o serie de proprieti utile alecmpului magnetic: inversiunile depolaritate, poziia polilor magnetici, variaiile

seculare i de intensitate ale cmpului. Acolo

unde oricare dintre acestea variazstratigrafic, ele pot fi utilizate pentrusepararea de uniti stratigrafice (unitimagnetostratigrafice).

47

Mineralele magnetice fixeaz polaritatea n r o c i m a g m a t i c e


49/93

cmpului magnetic din mediu pe msuraapropierii de punctul Curie (temperaturadeasupra creia dipolii lor magnetici sunt

mobili i liberi s se auto-orienteze).

Modul n care se pstreaz modificarea sensuluipolaritii n lavele erupte n zona dorsalelor oceanice.

e x t r u s i v e , s e m n a l u lmagnetic dat magnetit ihemat i t es te foarte

puternic.

Polaritatea remanent as e d i m e n t e l o r e s t edeterminat statistic princompararea tendin

ei de

orientare a particulelormagnetice mici (de obiceihematit) n mediul acvatic.

Scara inversiunilor de polaritatemagnetostratigrafic pentru oporiune a Mesozoicului (zonele depolaritate figurate n negru aupolaritte normal, iar cele figurate nalb au polaritate invers).

48

4


50/93

Cuprins:

1.Reflexia seismic

2.Sondajele geofizice

De cele mai multe ori este imposibil accesul nemijlocit launitile stratigrafice subterane sau submarine, iar pentruinvestigarea acestora este necesar procesarea unor dateprovenite din msurtori indirecte.

Metode geofizice

49

4.1. Reflexia seismic Profilele de reflexie seismic sunt


51/93

A n a l i z a r e f l e x i e iundelor acustice carep e n e t r e a z r o c i l e

situate sub suprafaapmntului sau apeies t e una d in t retehnicile de bazu t i l i z a t e p e n t r u

i n v e s t i g a r e az c m i n t e l o r d ehidrocarburi. Undelesonore sunt reflectate lalimita dintre rocile sau

s e d i m e n t e l e c uimpedan acustic(densitate i vitezsonic) contrastant.

obinute prin recepia undelor reflectate,produse de ocuri artificiale induse,rezultnd prin corelarea msurtorilor

obinute prin deplasarea surselor devibraii i a receptorilor (geofoni,hidrofoni) de-a lungul unor aliniamente.

Un profil seismic este reprezentat subforma unor linii rezultate din combinareaunei serii de curbe verticale spaiate, carereprezint nregistrrile contrastelor deimpedan acustic generatoare dereflexii.

Pentru a vizualiza suprafeele de reflexie,vrfurile care reprezint contrasteleridicate (dreapta), se coloreaz cu negru.

50

Prin alturarea curbelor individuale se


52/93

Profil seismic brut

Profil seismic parial interpretat

pun n eviden liniile cu contrastputernic de impedan (reflectori), careapar ca linii negre pe profil.

Contrastele de pe profile pot permiteobservarea stratificaiei, discordanelor,cutelor, faliilor sau chiar a diferitelortipuri de roci.

Datorit lungimii mari de und (15 m lafrecvena de 100 Hz), reflexia seismic nupoate evidenia strate individuale, ci doarpachete de strate cu anumite caractere.

Alteori, chiar dac exist un contrast

litologic mare, limitele de strat nu pot fipuse n eviden datorit lipsei decontrast dintre impedanele acustice (ex.ntre dou roci compacte).

51

4.2. Sondajele geofizice De asemenea, msurtorile


53/93

Dup ncheierea sprii efective, ngurile de sond se introduc diverseinstrumente pentru ridicarea profilelor

litologice pe baza proprietilor geofizicei geochimice ale rocilor traversate.

Alturi de litologie, msurtorilenregistreaz porozitatea, permeabilitateai coninutul de fluide din roci.

Sondajele de rezistivitate msoarconductivitatea electric a rocilor att nvecintatea pereilor gurii de sond, cti n profunzimea stratelor, oferind

informaii asupra compoziiei fluidelordin pori (spre deosebire de hidrocarburi,apa srat este un bun conductorelectric).

efectuate pe extinderealateral a formaiunii, potevidenia modificrile de

rezistivitate de la limitaporiunii penetrate denoroiul de foraj, a crei poziie este directdependent de permeabilitatea rocilor.

S o n d a j e l e s o n i c eutilizeaz o surspulsatorie de sunet iun microfon receptor,analiznd viteza depropagare a undelorsonore n formaiuniletraversate de foraj, caredifer n funcie de litologie i porozitate.

52

Metoda sonic permite calculareal l d l d

la detectori, proporional cu densitatead l d l b b d (d


54/93

porozitii sau litologiei, dac unul dintrecei doi parametri este cunoscut.

Sondajele ' nregistreaz radiaia +natural din roci, provenit dinmineralele cu U, Th i K. Principalautilitate a acestei metode este separarearocilor argiloase (cu un coninut mairidicat de K, deci cu radiaie + naturalmai ridicat) sau cu un coninut ridicat dematerie organic (U se asociaz n modnatural cu materia organic), fa degresii i calcare, care au n mod normal oradioactivitate natural mai redus.

Sondajele de densitate se bazeaz pebombardarea rocilor cu radiaii + imsurarea proporiei de radiaii ntoarse

de electroni a mediului bombardat (decicu densitatea de ansamblu a formaiunii).Cu ajutorul acestei metode se poate

calcula porozitatea rocii dac estecunoscut litologia (densitile sczutepresupun poroziti ridicate).

Sondajele neutronice au la baz emitereade neutroni n gaura de sond imsurarea energiei neutronilor ntori ladetectorul ataat. Pierderea energieineutronilor are loc prin coliziunea cunuclei de hidrogen (cu mas similar);msurndu-se concentraia de H dinformaiune, sunt oferite date despreporozitatea rocii (H este prezent mai alesn pori, sub form de api hidrocarburi).

53

Microscannerele sunt aparate dei i il d d


55/93

Influena litologiei asupra aspectului diagrafiilor pentrudiferite tipuri de sondaje geofizice.

Sondajele dipmetrice (clinometrice /

pandajmetrice) se bazeaz pe msurtorimultiple de rezistivitate, care ofer datedespre orientarea suprafeelor nclinatedin formaiunile traversate de foraje.

investigare a gurilor de sond cuajutorul crora se poate vizualizasuprafaa pereilor gurii de sond.

n absena informaiilor directe obinutedin carote, analiza sondajelor geofizicepoate oferi informaii foarte utile asuprafaciesurilor depoziionale. Tendinelesunt cel mai bine vizualizate cu ajutorulsondajului+ natural:

- creterea valorilor spre parteasuperioar a succesiunii sugereaztrecerea la depozite din ce n ce mai fine,

situaie ntlnit n cazul umpluturilor decanal din mediile fluviale, mareice isumbarine;

54

- tendina de scdere a valorilor spret i i ii i di

Exerciiu:


56/93

partea superioar a succesiunii indictrecerea la depozite mai grosiere, asociatefie rmurilor clastice progradante, fie

bancurilor clastice carbonatice sau lobilordin conurile submarine.

Reconstituirea faciesurilor sedimentareeste greu de fcut fr utilizarea datelorcomplementare obinute din carote.

55

Plasai tipurile litologice n poziia corect, lund nconsiderare aspectul curbei Gamma (n rou) de pe diagrafie:

5

St ti fi i l


57/93

Analiza succesiunilor sedimentare cu

ajutorul stratigrafiei secveniale a fostiniiat n anii 1970 de ctre un grup degeologi i geofizicieni ai firmei Exxon.Dac iniial metoda a fosta plicat la

interpretarea datelor de reflexie seismic,

ulterior a fost extins pentru analizastratigrafic a tuturor succesiunilordepoziionale care erau delimitate dediscordane.

Cuprins:1.Terminologie

2.Uniti genetice

3.Particulariti n mediicarbonatice

4.Cauzele fluctuaiilor denivel marin

Stratigrafie secvenial

56

5.1. Terminologie

Stratigrafia secvenial este consideratNivelul de baz este suprafaa global dereferin la care tind s ajung denudarea


58/93

Stratigrafia secvenial este consideratdrept unul dintre cele mai revoluionareconcepte n geologia sedimentar, care a a

pus pe noi baze metodologia de analizstratigrafic prin evidenierea relaiilordintre faciesuri i a arhitecturiidepoziionale ntr-un context cronologic.

Stratigrafia secvenial este studiul relaiilor

dintre roci n contextul cronostratigrafic al

stratelor repetitive, nrudite genetic, care sunt

delimitate de suprafee de eroziune sau

nedepunere ori succesiunile conforme

echivalente acestora ("conformiti

corelabile").

n practica uzual, analiza secvenialface apel la cteva noiuni specifice:

referin la care tind s ajung denudareacontinental i agradarea marin(aproximeaz nivelul marin, ns poate

coincide cu suprafaa apelor lacurilor i/sau suprafeele de echilibru local alesistemelor fluviale).

Succesiunea de umplere a unui bazin

reprez in t ntreaga umplutursedimentar a acelui bazin.

57


59/93

Factori de control asupra nivelului de baz

Sedimentele se pot acumula n bazinesedimentare doar dac exist spaiu dedepozitare i condiii de pstrare.

Spaiul disponibil n fiecare mediudepoziional din interiorul bazinului, n

care se poate acumula sediment se numetespaiu de acomodare (nu trebuieconfundat cu spaiul efectiv ocupat desediment).

n absena unui spaiu de acomodaresuficient, un anumit mediu va fi doar ozon de transfer, cu cantiti egale desediment care intr i ies din acesta.Formarea depozitelor este posibil doardac exist spaiu de acomodare.

Grosimea depozitelor i caracterul

succesiunii stratigrafice rezultantedepinde de raportul dintre spaiul deacomodare disponibil i aportulsedimentar (ncrctura sedimentar

58

aflat n suspensie sau dizolvat iprodusele activitii biogene in situ)


60/93

produsele activitii biogene in situ).

n medii marine de adncime redus,spaiul de acomodare este creat decreterea nivelului marin fa de interfaaap - sediment (fundul marin), fie princreterea efectiv a nivelului mrii, fieprin subsidena fundului marin. Limitasuperioar a spaiului de acomodare estemarcat de nivelul mrii, fiind posibil cantregul spaiu s fie umplut dac aportulsedimentar este suficient.

La adncimi abisale, spaiul de

acomodare nu mai este un parametrucritic, fiind mai mult dect excedentar.

Conceptul de spaiu de acomodare areaplicabilitate i n mediile continentale:

59

- n lacuri este controlat de nivelul apei,analog mediilor marine;


61/93

Relaia dintre nivelul de bazi spaiul de acomodare

analog mediilor marine;

- acumularea sedimentului n sistemelefluviale este controlat de gradientul localal rului, de aceea se consider c spaiulde acomodare este controlat de profilulde echilibru existent pe traiectul rului;

- suprafeele pe care sunt acumulate

nisipurile eoliene sunt controlate derelaia dintre geomorfologie, direciavntului i aportul sedimentar.

Dac se ia n considerare situaia relativ

dintre rata creerii spaiului de acomodare iaportul sedimentar ntr-un anumit punct,sunt posibile urmtoarele situaii:

60

a. dac rata aportului sedimentar estemai mare dect rata a creerii spaiului de

b. dac nivelul mrii scade efectiv (dinmotive eustatice sau tectonice), migrarea


62/93

mai mare dect rata a creerii spaiului deacomodare, dup umplerea spaiuluidisponibil pe vertical (agradare),

corpurile sedimentare vor fi construitespre larg (progradare);

In acest caz, procesul de deplasare a linieide rm spre bazin se numete regresiunenormal. Faciesurile suprapuse ntr-unanumit punct vor fi din ce n ce mai puinadnci.

motive eustatice sau tectonice), migrareafaciesurilor spre bazin este nsoit defenomene erozionale n mediile puin

adnci, iar procesul se numeteregresiune forat.

Prin retragerea liniei de rm, rata decreeare a spaiului de acomodare devine

61

negativ n mediile marine marginale (nuse depune sediment), iar geometria

ntr-un anumit punct, faciesurilesuprapuse sunt din ce n ce mai adnci.


63/93

se depune sediment), iar geometriadepozitelor coboar n trepte spre bazin.

c. dac rata cu care se creeaz spaiul deacomodare este mai mare dect aportul

sedimentar, linia rmului migreaz spreuscat (transgresiune), odat cu mediiledepoziionale (retrogradare) .

suprapuse sunt din ce n ce mai adnci.

d. dac rata de producere aspaiului deacomodare este egal cu aportulsedimentar, depozitele se vor acumula peverticala punctului respectiv (agradeaz).

62

Terminaiile de strat sunt generate deinteraciunea dintre spaiul de acomodare

- downlap (baselap) - racordareaclinoformelor sub un unghi redus la o


64/93

p i aportul sedimentar, iar recunoaterealor permite reconstituirea contextului

depoziional care le-a generat.

- trunchierea - terminaie pe suprafaaerozional acoperitoare ;- toplap - racordarea clinoformelor la o

suprafa acoperitoare sub un unghi mic(nedepunere + eroziune minor);- onlap (lapout) - termina iesuborizontal pe o suprafa abrupt;

gsuprafa inferioar (substrat);- offlap - migraia accentuat spre larg a

terminaiilor de strat care sunt expuse lapartea superioar a clinoformelor dintr-osuccesiune conform (regresiune forat).

Secvena depoziional este unitateafundamental a stratigrafiei secveniale,

care reprezint o succesiune relativconform de strate nrudite genetic,delimitat de discordane i succesiunileconforme exhivalente acestora(conformiti corelabile).

Discordanele de la limitele secveneisunt efectul a dou episoade de scderesemnificativ a nivelului mrii.

63

Dac modificrile relativeale nivelului marin sunt


65/93

evenimente cu extindere lascar bazinal, limitele

s e c v e n elor pot f irecunoscute n diferiteseciuni de-a lungul

bazinului, fiind foarte utilepentru corelri.

Profil sedimentar n care apar dou

secvene depoziionale separate dediscordane.

O scdere relativ de cteva zeci de metri

a nivelului marin are efecte importante nmediile de adncime redus:

- rurile vor eroda puternic propriulsistem i elful recent expus, n ncercareade adaptare la noul profil de echilibru;

- fostele zone de coast expuse eroziuniise pstreaz n succesiunea stratigraficsub forma unei discordane;

64

- depozitele din zona elfului extern imediile adnci vor fi acoperite de

Parasecvena mai poate fi definit ca ungrup de strate care arat o tendin de


66/93

pdepozite litorale, succesiunea stratigraficpstrnd pe vertical depozite din ce n

ce mai puin adnci (progradare).

Dac scderea nivelului marin ajungepn la marginea elfului, suprafaa dediscordan se dezvolt pe ntreg elful calimit de secven. n zonele mai adnci,

unde nu apare eroziune, se pstreaz osuccesiune conform de strate depuse ntimpul generrii discordanei, care senumete conformitate corelabil.

Parasecvena

este o succesiune relativconform de strate nrudite genetic,delimitate de suprafee de inundaremarini suprafeele lor corelabile.

g pscdere a nivelului marin pe vertical.

Momentele de inundare marin pot fisesizate att n mediile de tranziie ct in cele continentale, suprafeele rezultateavnd un potenial de corelare ridicat.

O secven cuprinde un anumit numr de

parasecvene, generate de oscilaii alenivelului marin cu o frecven mai maredect creterile i scderile care genereazsecvena depoziional n ansamblu.Curba de fluctuaie a nivelului marin din

timpul depunerii unei secvene constdintr-o oscilaie cu frecven ridicatsuprapus unui val sinusoidal de duratmai mare.

65


67/93

Parasecvene n medii siliciclastice

66


68/93

Parasecven n medii carbonatice

67

Type to enter text


69/93

O succesiune de parasecvene nruditegenetic, cu caractere de acumularedistincte, formeaz un set deparasecvene.

Arhitectura seturilor de parasecvene

68

n funcie de variaiile ratei de producerea spaiului de acomodare, efectele pe


70/93

termen lung asupra depuneriiparasecvenelor pot fi rezumate astfel:

a - creterea ratei de creare a spaiului deacomodare (ngroarea P2);

b - rata creerii spaiului de acomodareeste constant;

c scderea ratei creerii spaiului de

acomodare (P1 i P2 au grosimicomparabile);

69

d diminuarea spaiului de acomodare(ngroarea P2)


71/93

Tipuri de dispunere a seturilor deparasecvene:

a - creterea ratei de creare a SA (maimare dect AS, care este constant);

b - rat constant de cretere a SA iscderea ratei AS;

c - egalizarea ratelor AS i cretere a SA;

70

d - rat mai mic de creare a SA dect rataconstant a AS;

f - absena creterii SA pe termen lung iAS continuu;


72/93

e rat constant de cretere a SA i ocretere a ratei AS;

g - scderea SA (independent de AS)

71

5.2. Uniti genetice (systems tracts)Sunt asociaii tridimensionale de mediid i i l d fi i d

Pentru a explica unitile genetice, se ia nconsiderare un model idealizat al

i fi i l di i l d


73/93

depoziionale contemporane, definite depoziia lor n secvene i de caracterele

s p e c i f i c e d e a c u m u l a r e a l eparasecven elor i seturilor deparasecvene.

stratigrafiei, care rezult dintr-un ciclu demodificare relativ a nivelului marin,

pr in suprapunerea modif ic r i isinusoidale a nivelului marin eustaticpeste o rat uniform a subsidenei.

72

5.2.1. Complexul depozitional de nivel

nalt (highstand systems tract - HST)i t i i d d it t


74/93

reprezint asociaia de depozite cu aspectagradant i progradant, formate n

perioada n care nivelul marin este relativnalt, dar rata aportului sedimentardepete rata de producere a spaiuluide acomodare.

Pe curba de fluctuaie relativ a nivelului

marin, este intervalul dintre rata maximde cretere i nivelul maxim).

Complexul depoziional conine seturi deparasecvene dispuse n relaie de onlapcu limita de secven spre uscat i nrelaie de downlap pe sedimenteleanterior depuse spre larg.

73

HST este delimitat de MFS i suprafaa dediscordan produs de eroziunea iniiatd d f ti i l l i i

Zonele fluviale i litorale se transform nzone de tranzit pentru sedimente i f i f d


75/93

de scderea efectiv a nivelului marin.

HST are de obicei o rspndire larg peelf, include delte cu topseturi distinctesau platforme carbonatice i estecaracterizat de seturi de parasecveneagradaionale pn la progradaionale, cugeometrie progradant clinoform.

Limita de secven

Odat cu nceputul scderii efective anivelului marin, ncepe i eroziuneasedimentelor aluviale i costale rmase

deasupra profilului de echilibru, careapoi sunt transportate spre bazin prinvile incizate.

ncepe formarea unei suprafee dediscordan (expunerea i eroziunea

subaerian sedimentelor marine anteriordepuse, eroziune marin spre larg,dizolvarea sedimentelor carbonatice).

Procesul continu pn se atinge nivelulmarin minim, dar apogeul este legat de

rata maxim de scdere a nivelului marin(poriunea liniar a curbei).

Suprafaa corespunztoare acestei scderia nivelului marin se numete limit desecven (SB) i este plasat la bazasedimentelor depuse n ntreg intervalulde scdere a nivelului marin relativ.

74

5.2.2. Complexul depoziional de nivelmarin n scdere (falling stage systemstract FSST) cuprinde toate stratele care


76/93

tract - FSST) cuprinde toate stratele carese acumuleaz n poriunea marin a

bazinului n timpul scderii nivelului debaz, simultan cu formarea discordaneisubaeriene spre uscat.

Efectul combinat al scderii niveluluimarin i al eroziunii va duce la cretereaaportului sedimentar i mutarea benzilor

75

de facies spre zonele distale (progradare),care devin astfel zone de depunere asedimentului erodat

Este posibil ca FSST s nu se pstreze, fiedatorit aportului sedimentar redus saumoderat fie ratei mari de scdere a


77/93

sedimentului erodat.

Existena FSST este o consecin exclusiva regresiunii forate.

moderat, fie ratei mari de scdere anivelului marin relativ sau existenei unei

eroziuni continue de-a lungul profiluluidepoziional.

76

5.2.3. Complexul depoziional de nivelsczut (lowstand systems tract - LST)se formeaz n faza timpurie de cretere a

incluznd sedimente grosiere att nsistemele marine (depozite de coast saumarine progradante i slab agradante) de


78/93

se formeaz n faza timpurie de cretere anivelului de baz, cnd rata de cretere a

nivelului marin relativ (de creare aspaiului de acomodare) este ncdepit de rata aportului sedimentar.

LST const din seturi de parasecveneprogradaionale i agradaionale

marine progradante i slab agradante), detranziie (delte la marginea elfului cu

topseturi distincte), ct i n celecontinentale (umpluturi de vi incizate,canale fluviale amalgamate).

77

Suprafaa transgresiv

Odat cu creterea semnificativ al l d


79/93

nivelului mrii, rata de generare aspaiului de acomodare reuete s

depeasc rata aportului sedimentar.

Faciesurile sedimentare migreaz spreuscat (transgresiune) i ncepeacumularea retrogradaional a seturilorde parasecvene, a cror baz estemarcat de suprafaa transgresiv (TS).

TS este bine dezvoltat n mediile litorale,fiind pstrat ca o suprafa de eroziuneminor produs de aciunea valurilor,

mareelor i furtunilor, n lungul creiaadesea sedimentele marine se plaseazpeste cele continentale.

78

5.2.4 . Complexul depozi ionaltransgresiv (transgressive systems tract- TST) se formeaz pe suprafaa


80/93

TST) se formeaz pe suprafaatransgresiv n timpul creterii

semnificative a nivelului de baz(poriunea dreapt a curbei de cretere),cnd rata creterii spaiului de acomodaredepete rata sedimentrii.

Sedimentele se depun preferenial in

zonele marine proximale i au aspectretrogradaional. Se poate observascderea granulaiei sedimentelor pevertical, att n succesiunile marine(depozite de elf median n onlap,

depozit transgresiv pe suprafaa deeroziune de pe elful proximal) ct i ncele continentale (depozite de estuar).

79

n timpul procesului transgresiv, valurileerodeaz i remaniaz paleosolurile isedimentele din zona de rm.

Inundarea mediilor carbonatice printransgresiune stimuleaz colonizareamediilor de elf de ctre productorii de


81/93

sedimentele din zona de rm.

Pe parcursul unei tendine de cretere n

ansamblu a nivelului marin, pot s existeintervale de timp n care nivelul poate sscad sau s fie staionar (stillstand).

Aportul sedimentar tinde s fie maisczut deoarece sedimentul este stopat nzonele proximale i nu exist incizii.

TST poate fi constituit din parasecvenecare au succesiv suprafee de inundaremarin mai avansate spre uscat. Este

subire (sau nu se pstreaz), coninesedimente remaniate bogate n fosile sausedimente bogate n materie organic(productivitate organic ridicat).

mediilor de elf de ctre productorii decarbonai (recifi). Creterea produciei

carbonatice poate conduce la tendineagradaionale sau chiar progradaionaleale seturilor de parasecvene (!).

Suprafaa de inundare maxim(maximum flooding surface - MFS) este

orizontul care indic extinderea maximspre uscat a condiiilor marine.

MFS separ complexele depoziionaletransgresiv i de nivel nalt i poate firecunoscut prin modificarea caracteruluisedimentaiei de la retrogradaional laagradaional progradaional i rate desedimentare foarte sczute pe elf.

80

(diluie sedimentar redus), cu procesede c iment are a sed iment e lor(firmground, hardground) i


82/93

Datorit deficitului de sediment, nzonele distale sedimentaia devinecondensat, cu strate bogat fosilifere

( g , g ) acumulri de minerale autigene specifice

(glauconit sau fosfai) pe suprafee mari.Alturi de depunerea sedimentelor nzonele proximale, frontul transgresiv vaproduce o important cretere a niveluluiapelor freatice, ceea ce realiniaz profilele

depoziionale ale sistemelor fluviale iinflueneaz sedimentaia continental.

n zonele deltaice devin mai extinsemlatinile (cu condiii de acumulare aturbei i materialului organic datoritdrenajului slab), depozitele de lunc iprocesele de avulsie n canalele dedistribuie.

81

Cnd rata de cretere a spaiului deacomodare este din nou compensat saudepit de rata aportului sedimentar, va

umplerea rapid a spaiului deacomodare disponibil, care conduce laprogradarea sistemelor sedimentare, att


83/93

p p ,ncepe depunerea unui nou HST, iar

ciclul se repet.Pachetul de sedimente depus ntre doulimite de secven succesive formeaz osecven depoziional.

5.3. Particulariti ale aplicriistratigrafiei secveniale n mediicarbonatice

Aportul sedimentar carbonatic estemaxim n perioadele calde, cu nivel

marin ridicat, datorit populrii mediilormarine de adncime redus cucomuniti care secret carbonai(fabrica de carbonai). Consecina este

p g ,n timpul creterii nivelului mrii, ct i n

perioadele cu nivel marin nalt.

Tendinele grosimii parasecvenelorpermit reconstituirea unitilor geneticedin care fac parte.

82

n timpul scderii nivelului marin i nintervalele cu nivel marin sczut,sedimentele de la partea superioar a


84/93

p pplatformei carbonatice devin emerse, iar

apa marin din pori este nlocuit cu apmeteoric din ploi, bogat n CO2 (acid).

Apa meteoric dizolv granulelearagonitice instabile (ooide, bioclaste demolute, corali), iar carbonatul dizolvat

va re-precipita ulterior sub form deciment calcitic, litificnd sedimentulcarbonatic. Litificarea ncetineteeroziunea sedimentelor i astfel, spredeosebire de sistemele siliciclastice, foarte

puin sediment este transportat n bazin.n condiii climatice umede, sedimentelesau rocile carbonatice expuse sunt

83

dizolvate i carstifiate. Sedimentelecarbonatice i evaporitice pot fi dizolvatei astfel dispar din succesiunea

Arhitectura unitilor genetice din medii siliciclastice icarbonatice:


85/93

pstratigrafic (se pstreaz doar ca

produse diagenetice).n condiii climatice aride, n bazineleparial izolate precipit evaporite, ceea ceconduce la valori ridicate ale raportuluiMg/Ca din apa mrii i astfel procesele

diagenetice vor produce dolomitizareasedimentelor carbonatice.

Evaporitele se pot forma i n TST (cadepozite lagunare i sabkha) sau HST(sabkha), ns n ambele situaii acestea

nu se asociaz i cu evaporite bazinale(nivelul marin ridicat permite conexiunilargi cu oceanul).

84

5.4. Cauzele fluctuaiilor de nivel marinFluctuaiile de nivel marin au implicaiiprofunde asupra stratigrafiei n aproape


86/93

toate mediile depoziionale. Fluctuaiile

pot fi produse fie de forele tectonicelocale, care afecteaz substratul, fie demodificrile absolute ale niveluluioceanului planetar (variaii eustatice).

Variaii locale

Forele tectonice i efectele termiceasociate, care acioneaz asupramarginilor continentelor, produc ridicareai coborrea uscatului fa de nivelulmrii. n bazinele generate de rifturi,

blocurile crustale se pot deplasa pe falii,rezultnd astfel creteri sau scderi localede nivel marin.

85

Rcirea i contractarea crustei la margineabazinelor oceanice, poate produce ocretere relativ a nivelului marin pe

Perioadele de acumulare glaciar dinPleistocen, observate pe continentelenordice, au alternat cu niveluri marine


87/93

marginile continentale pasive.

Fluctuaii relative de nivel marin seproduc i pe marginile tectonic-active,datorit procesului de subducie.

Glacio-eustazia

Cea mai evident i imediat cauz afluctuaiilor globale (eustatice) de nivelmarin este legat de topirea i cretereade amploare ale calotelor glaciare. S-acalculat c topirea calotei antarctice ar

produce o cretere a nivelului marin cu150 m, pe cnd topirea calotei nordice aravea o influen redus.

ridicate produse de nclziri globale, cu

depozite de teras sau plaje situate laaltitudini mai mari dect cele actuale.

Legtura dintre modificrile climatice,extinderea i retragerea ghearilor imodificrile de nivel marin se numete

mecanism glacio-eustatic.

Cauze termo-tectonice

Configuraia plcilor tectonice a fost ieste n continu schimbare, cu tendine de

grupare (ex . Supercont inent ulGondwana) sau de fragmentare.

86

Detritusul erodat de pe continente cretemasa sedimentelor acumulate n mri ioceane, ns procesele de subducie i


88/93

acreie marginal fac ca masa respectiv

s se diminueze.Procesele tectonice pot produce creteride nivel marin prin deversarea apelormarine pe marginile continentale n urmaaportului sedimentar ridicat i a

modificrii ratei de expansiune adorsalelor medio-oceanice.

Ciclicitatea modificrilor de nivel marin

Amprentele lsate de variaiile nivelului

marin n Phanerozoic au permisreconstituirea curbei fluctuaiei niveluluimarin global, cu mai multe ordine deciclicitate suprapuse.

87

Ciclurile de ordinul I

Se poate observa c tendinele majoresunt creterea din timpul Cambrianului

prezent diferena de nivel poate fi de150-300 m.


89/93

ppn la maximul din prima parte a

Ordovicianului, dup care a urmat oscdere constant pn la sfritulPaleozoicului. O cretere lent n Jurasic,urmat alta brusc n Cretacic, a culminatcu cota maxim din partea trzie a

Cretacicului, dup care s-a nregistrat oscdere constant pn n zilele noastre.

Cauzele acestor cicliciti ar putea filegate de procesele de asamblare idezintegrare a continentelor. Este dificil

de estimat magnitudinea fluctuaiilor, darse consider c ntre Neo-Cretacic i

Ciclurile de ordinul II

Peste ciclurile de ordinul I (cu durat de~100 Ma), se suprapun cicluri cu duratmai mic (~10 Ma).

Aspectul curbei este aparent puternicasimetric, cu creteri graduale urmate de

scderi brute. Asimetria se datoreaz nparte modului n care a fost construitcurba pe baza datelor stratigrafice(scderile de nivel marin determinnedepunerea sau erodarea sedimentelor,

fiind astfel percepute ca evenimenteinstantanee sau foarte scurte).

88

Creterea frecvenei ciclurilor de ordinulII dinspre partea timpurie a Paleozoiculuispre Cenozoic poate fi la rndul ei o

uor de recunoscut n succesiuneastratigrafic din Phanerozoic deoarecesedimentele marine de adncime redus


90/93

consecin a gradului de detaliere a

informaiei stratigrafice, care este multmai accesibil pentru structurilegeologice mai tinere.

Cauzele modificrilor de nivel marin deordinul II ar putea fi: modificarea ratei de

expansiune a dorsalelor oceanice, ciclurileglaciare scurte i procesele tectonice de lamarginile continentale.

Ciclurile de ordinul III

Variaiile de nivel marin care auamplitudini de civa zeci de metri i operiodicitate de 1-10 Ma pot fi relativ

sunt foarte sensibile la modificrile de

nivel marin care au aceast amplitudine.nc nu exist un consens deplin n ceeace privete cauzele variaiilor globale denivel marin. Mecanismele tectono-eustatice nu pot fi luate n considerare

deoarece acioneaz ntr-un timp caredepete durata acestor cicluri.Expansiunea termic a oceanelor nu aputut da amplitudinea oscilaiilor denivel dedus din inventarul stratigrafic.

Cu toate c fluctuaiile glacio-eustaticedin Pleistocen i Holocen sunt binedocumentate de-a lungul a cteva sute de

89

mii de ani, mecanismul nu poate fiextrapolat n ntreg Phanerozoicul,glaciaiunile majore producndu-se doar

l l d l

Inventarul detaliat al acestor fluctuaiipentru Pleistocen, indic faptul cmodificrile de climat global, care au

d l d


91/93

n intervalele Ordovician - Silurian,

Carbonifer - Permian i Neogen, n restexistnd intervale mai calde, cu caloteglaciare foarte reduse sau inexistente.

Alte mecanisme care ar putea generaoscilaiile de ordinul III sunt aplicabile

doar la nivel bazinal.

Alte cicluri

Existi cicluri mai scurte, de ordinele IV(200-500 ka) i V (10-200 ka). n general,

amplitudinea acestora este de pn la 20m, fiind responsabile de producereaparasecvenelor.

produs topirea i acreia maselor de

ghea au fost legate de comportamentulPmntului pe orbita de revoluie imodificarea poziiei axei de rotaie.

Periodicitatea ritmurilor orbitale estecunoscut sub numele de Cicluri

Milankovici.Cea mai lung perioad a ritmurilor estede 100 ka, datorat modificrii deexcentricitate a orbitei Pmntului.

Oblicitatea axei de rotaie se schimb cucteva grade (21,5-23,5) cu operiodicitate de 40 ka.

90

Cel mai scurt ritm este de 21 ka, fiindcauzat de precesia axei de rotaie.

Ciclurile influeneaz independent i


92/93

colectiv climatul global, producnd

cicluri de nclzire i rcire.

Aplicabilitatea ciclurilor Milankovici estedificil pentru formaiuni ante-pleistocene datorit discontinuitii ntimp a calotelor glaciare i imposibilitii

reconst i tuir i i comportamentuluiastronomic al Pmntului.

n multe seturi ale succesiuniistratigrafice, sincronismul fluctuaiilor de

nivel marin nc nu poate fi dovedit, deaceea nu este posibil utilizarea curbeistandard ca unic mijloc de corelare idatare.

91

Din aceste motive, conceptele stratigrafieisecven iale trebuie considerateindependente fa de curba eustatic

l b l Exerciiu


93/93

global.

Ca tehnic stratigrafic, stratigrafiasecvenial permite corelri clare la nivel

bazinal, iar dac acestea pot fi extrapolateinclusiv la scar global, acest fapt nupoate fi dect binevenit.

92

Exerciiu:

Plasai unitile genetice n poziia corect ninteriorul secvenei depoziionale de mai jos:

Date post:	14-Apr-2018
Category:	Documents
Upload:	vasile-bucurel
View:	217 times
Download:	0 times

Stratigrafie1

Documents