Jurásico Medio

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Estudio palinológico y palinofacies del jurásico medio y tardío de la provincia de Chubut : sistemática, bioestratigrafía y paleoecología

Estudio palinológico y palinofacies del jurásico medio y tardío de la provincia de Chubut : sistemática, bioestratigrafía y paleoecología

Al sur del río Colorado, la evolución tectónica de la Patagonia muestra características que difieren de las del resto del dominio andino. Durante el Jurásico Temprano, el comienzo de la subducción mesozoica en esta región es sincrónico con el inicio de este proceso en el norte de Chile. Este evento magmático se extiende en el sector extra- andino de la provincia de Chubut generando una faja de granitoides (Batolito Subcordillerano) de dirección NNO. El emplazamiento de estos cuerpos fue contemporáneo a la apertura de la cuenca de intra-arco del Chubut en la que se acumularon depósitos pelíticos y calcáreos portadores de amonites de edad pliensbaquiana tardía (≈183 Ma) interdigitados con rocas volcánicas y piroclásticas (Mpodozis y Ramos, 2008). Este magmatismo, ligado a los primeros eventos de subducción, se interrumpió durante el Jurásico Medio cuando, previo a la migración hacia el oeste del arco magmático durante el Jurásico Medio a Tardío, se produjeron fenómenos de extensión y rifting. Casi la totalidad de la Patagonia austral extraandina estuvo sometida a un intenso vulcanismo que dio lugar a la provincia magmática ácida Chon-Aike entre los 170 y 150 Ma. Contemporáneamente se desarrollaron sistemas de hemigrabenes de dirección NNO a NO. Es dentro de este contexto que se produjo la apertura en forma oblicua de la Cuenca de Cañadón Asfalto con un rumbo predominantemente NO, seguida por la apertura de una serie de rifts casi perpendiculares a la Cordillera Patagónica (Mpodozis y Ramos, 2008 y bibliografía allí citada). La evolución tecto-sedimentaria de la Cuenca de Cañadón Asfalto comprende de esta forma un lapso de tiempo que se extendió desde el Mesozoico hasta el Paleógeno. En ese momento toda la región fue sometida a efectos compresivos que generaron la inversión de las estructuras pre-existentes, provocando el basculamiento y rotación de bloques con importantes rechazos verticales producto de la orogenia andina (Ranalli et al., 2011).

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Sedimentología, reconstrucción paleoambiental y significado tectónico de las sucesiones clásticas del Jurásico Medio en el área de Texcalapa, Puebla - Huajuapan de León, Oaxaca: Revisión de las formaciones Ayuquila y Tecomazúchil

Sedimentología, reconstrucción paleoambiental y significado tectónico de las sucesiones clásticas del Jurásico Medio en el área de Texcalapa, Puebla - Huajuapan de León, Oaxaca: Revisión de las formaciones Ayuquila y Tecomazúchil

Los resultados de los fechamientos con circones de- tríticos y magmáticos son consistentes con las relaciones estratigráficas que se observan en la Formación Ayuquila: La edad máxima de depósito de la Formación Ayuquila es menor a ~181 Ma, la cual es la edad más joven obtenida en sus circones detríticos (ver Tabla 3); en tanto que su edad mínima está constreñida por las edades de la intrusión del dique-estrato que aloja y del tronco de Chilixtlahuaca, emplazado en la traza de la falla El Sabino que yuxtapone a la propia Formación Ayuquila con la formación La Mora (Silva-Romo et al., 2011). Esos cuerpos intrusivos resul- taron con edades en circones magmáticos de 156.9 ± 3.5 y 164.3 ± 3.6 Ma, respectivamente (ver Tabla 3 y Tabla A1 en el suplemento electrónico), en tanto que la edad de la Formación Tecomazúchil resulta del Jurásico Medio, por la edad de 174 Ma del circón más joven que contiene y dada su relación estratigráfica discordante sobre la Formación Ayuquila y concordante y transicional con la sucesión ma- rina de la Caliza Chimeco con fósiles del Oxfordiano. Así, la acumulación de las formaciones Ayuquila y Tecomazúchil ocurrió en un lapso máximo de 22 m.a.; más adelante pre- sentamos elementos que permiten acortar este lapso a 11 m.a., una vez que consideremos la cronología de la cuenca Ayuquila y del Complejo Ayú.

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Enjambre de diques San Fernando y Peñuelas: evidencia de centros magmáticos en el Arco Jurásico medio – superior (145 – 170 Ma), en la costa Sur del Perú

Enjambre de diques San Fernando y Peñuelas: evidencia de centros magmáticos en el Arco Jurásico medio – superior (145 – 170 Ma), en la costa Sur del Perú

La edad de los enjambre de diques, basado en la relación de contacto y la confrontación geoquímica, se observó que está claramente relacionado con magmatismo de edad Jurásico medio - superior (159-164 Ma; Aguirre, 1988). En el cual también se muestra que los diques presentan enriquecimiento en elementos de tierras raras ligeras y empobrecimiento en tierras raras pesadas, similares a las muestras de lavas andesíticas de la Formación Rio Grande, estudiados por Aguirre (1988), en el cual nos sugiere que el magmatismo de la Formación Río Grande está ligado a subducción en margen continental activo.

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El Bosque Petrificado de Madre e Hija. El Parque jurásico de la Patagonia

El Bosque Petrificado de Madre e Hija. El Parque jurásico de la Patagonia

Este episodio volcánico que tuvo lugar en el Jurásico medio -hace unos 170 millones de años- (Ver el cuadro Ubicándose en el tiempo) fue de gran importancia en la evolución geológica del sector nororiental de la provincia de Santa Cruz, en el llamado Macizo del Deseado. Estuvo rela- cionado con fracturas profundas de la corteza, preanunciando la futura rotura y el desmembra- miento del supercontinente de Gondwana, con la separación de América del Sur y África y la consiguiente apertura del Océano Atlántico Sur. A continuación tuvo lugar, en el Jurásico medio a superior (165 a 155 millones de años atrás), otro importante evento volcánico y se- dimentario, cuyas rocas constituyen el Grupo Bahía Laura. Su formación también estuvo re- lacionada con un régimen muy intenso de es- fuerzos en la corteza continental, previos a la ruptura del Gondwana, y está caracterizado fun- damentalmente por potentes erupciones de tipo explosivo, con la emisión de grandes volúme- nes de ignimbritas de composición riolítica, acompañadas por abundantes rocas piroclásti- cas y algunas lavas. Este grupo está formado por dos unidades, la Formación Chon Aike (ig- nimbritas y lavas), que no aflora en la zona del Bosque Petrificado pero sí a poca distancia del mismo, y la Formación La Matilde, mayormen- te formada por tobas, que es la unidad porta- dora de los grandes troncos y estróbilos silicifi- cados de araucarias. La Formación La Matilde aparece inmediatamente al noreste de la lagu- na Grande, donde los afloramientos conforman lomadas bajas y redondeadas de colores claros (amarillo, blanquecino, castaño, rosado a roji- zo, gris y verdoso) en las que se destacan unos pocos bancos más resistentes que llegan a ser lajosos. Fue depositada en condiciones conti- nentales, en un ambiente fluvial de baja ener- gía, con pantanos y lagunas. Al mismo tiempo, se desarrollaba un intenso vulcanismo explosi- vo en áreas cercanas, cuyos productos eran transportados por el viento y posteriormente depositados como lluvias de cenizas y polvo vol-

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Facies y geoquimica de rocas carbonatadas del Jurasico inferior medio de la cuenca de Arequipa en el departamento de Tacna: paleogeografia y geodinamica

Facies y geoquimica de rocas carbonatadas del Jurasico inferior medio de la cuenca de Arequipa en el departamento de Tacna: paleogeografia y geodinamica

de la zona de estudios de esta tesis. León (1981) propuso el primer análisis de facies (microfacies) del Jurásico en el estratotipo de la Formación Socosani. Posteriormente Salinas (1985) en su tesis reportó facies (microfacies) del Jurásico inferior y Jurásico medio en los afloramientos de calizas en Palquilla (Cerro Taracollo), Palca (Quebrada. Palca) y Chucapalca (Quebrada. Quilla). Posteriormente, Wittmann (2001) reportó fauna fósil, facies y microfacies sedimentarías del Jurásico medio entre La Yarada (Tacna) y Zapiga (Tarapacá), con énfasis en facies carbonatadas, mencionando la importante interacción del volcanismo en la generación de vida en las plataformas carbonatadas. Es allí donde reporta biozonas de ammonites de edad Bajociano y Oxfordiano. Tal trabajo, brindó pistas para entender la relación del volcanismo y la formación de los deltas del Calloviano. En términos de variaciones del nivel del mar, Vicente (2006) reportó transgresiones marinas ocurridas en el Jurásico inferior (donde diversos autores comparan este evento con la transgresión registrada en la Formación Socosani con sus contrapartes en la cuenca Domeyko, (Chile) y posteriores regresiones en el Jurásico superior. Por lo expuesto, se tiene pistas aisladas acerca de la evolución de los Andes Centrales en el Jurásico.

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Hoja Geológica 4972-I Monte Tetris

Hoja Geológica 4972-I Monte Tetris

Vinculado con la fragmentación del Gondwana occidental, en el Jurásico comenzó una etapa de rift que marca el inicio de la construcción de la Cuenca Austral, generó la exposición de las rocas paleozoi- cas y su intensa erosión y la formación de hemigrá- benes donde se depositaron sedimentos fluviales en ambiente de abanicos aluviales, representados por la Formación El Bello. Concomitante, en parte, con la etapa final de la sedimentación, hacia el Jurásico medio se implantó un arco magmático a lo largo del margen pacífico de Gondwana caracterizado por vulcanitas principalmente ácidas, subaéreas, que constituyen el Complejo El Quemado. Con el cese del vulcanismo y de la fracturación extensional co- menzó una etapa de subsidencia termal y es así como las vulcanitas pasan en relación concordante y tran- sicional a los depósitos continentales y marinos de la Formación Springhill, seguida también concordan- temente por las pelitas de plataforma de la Forma- ción Río Mayer, del Valanginiano- Hauteriviano al Albiano que indican el máximo transgresivo de la ingresión cretácica (Giacosa et al., 2013). Las se- cuencias regresivas en esta región están represen- tadas por las formaciones Río Belgrano y Kachaique, con facies marinas proximales que gradan a depósi- tos psamíticos gruesos y conglomerados con restos de troncos en la primera, y depósitos de un medio litoral costero que pasan a sedimentos propios de ambiente fluvial en la segunda. El aporte de mate- rial piroclástico de esta última unidad provendría del vulcanismo del Grupo Divisadero, implantado en el norte de la comarca. Las formaciones Río Tarde y Cardiel, ésta ya en el Cretácico superior, indican el retiro total del mar.

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Palinomorfos en las rocas de la formación San Cayetano, Pinar del Río, Cuba

Palinomorfos en las rocas de la formación San Cayetano, Pinar del Río, Cuba

La presencia de abundante materia orgánica en las muestras inspiró su estudio por el método geoquímico Rock- Eval 6 en el Instituto Francés del Petróleo, el que se dará a conocer próximamente en una publica- ción de la AAPG. Esto reafirmó pesquisas anteceden- tes similares con muestras del subsuelo, que caracterizan a la Fm. San Cayetano como portadora de rocas capaces de generar hidrocarburos en condicio- nes favorables de yacencia. Varios de los palinomorfos recuperados de estos sedimentos corresponden a espe- cies aún no descritas en la bibliografía palinológica. PALABRAS CLAVE: Jurásico Medio, polen, espo- ras, dinoflagelados, synrift, palinomorfos.

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Clasificación del área foliar de las gimnospermas fósiles de la zona norte de Oaxaca, México

Clasificación del área foliar de las gimnospermas fósiles de la zona norte de Oaxaca, México

La secuencia estratigráfica depositada sobre el te- rreno Mixteco durante el Jurásico inicia con rocas de la Formación Rosario (Caballero-Miranda, 1994, Figura 2) que afloran únicamente en la parte central de la cuenca de Tlaxiaco en las coordenadas geográficas 17°36’–12.9’’N y 97°51’–37.1’’O. Cubre en discordancia al Complejo Acatlán y tiene un espesor de 80.4 m en la zona de estudio. Jiménez-Rentería (2004) la ha definido como una facie carbonosa, diferente a la Formación Conglomerado Prieto. En la Formación Rosario se intercalan lutitas y arenis- cas de color café rojizo y amarillento, con horizontes de carbón no mayores a 30 cm de espesor. Las impresiones de cicadales, bennettitales, pteridospermas y filicales se encuentran mal preservadas en areniscas de grano medio y con mayor detalle en lutitas negras. Wieland (1914-1916) llamó a estos estratos “capas con plantas” y señaló un espe- sor para esta formación de 137 m. Erben (1956) considero un espesor entre 100 y 120 m. La edad asignada a esta

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Control estructural de la cuenca cretácica Casma y su relación con el emplazamiento del batolito de la costa y los yacimientos metálicos entre Mala y Trujillo

Control estructural de la cuenca cretácica Casma y su relación con el emplazamiento del batolito de la costa y los yacimientos metálicos entre Mala y Trujillo

calizas en estratos delgados y gruesos, con influencia volcánica (Fms Pamplona-Atocongo), así mismo por lavas andesíticas, andesitas basálticas, basaltos, areniscas volcano-clásticas, lutitas y calizas en estratos delgados (Formación Pucusana). El cuarto periodo es del Albiano medio-Cenomaniano y corresponde a la evolución del Grupo Casma (Trottereau & Ortiz, 1963) compuesto por rocas volcano-sedimentarias de las Fms Chilca y Quilmana. La secuencia comprende areniscas volcanoclásticas, lutitas tobaceas intercaladas con areniscas calcáreas, piroclastos, brechas, hialoclastitas?, lavas andesititas a basálticas con estructuras de almohadillas y lavas, brechas y tobas volcánicas. Sin embargo, algunos afloramientos atribuidos a esta formación, en realidad corresponden a otra unidad volcánica del Cretácico superior- Paleoceno (Romero, 2007). El quinto periodo fue reportado anteriormente como el Grupo Casma (Albiano-Cenomaniano), pero Romero (2007) en base a observaciones de campo y cartografiado geológico la redefinió como una unidad diferente que se encuentra localmente en discordancia angular a los volcánicos Albianos- Cenomanianos. Este periodo corresponde al Cretácico superior-Paleoceno y esta compuesto por brechas volcánicas hialoclastitas, piroclastos, lavas andesíticas masivas y en estructuras de almohadilla poco desarrolladas que se intercalan con secuencias sedimentarias de areniscas, lutitas y calizas; que afloran entre Huaral, Perubar, Palma, este de Pucusana y prolongándose hacia el Norte entre Cerro Blanco, Cochas y el NE de la ciudad de Huacho. Dataciones en lavas félsicas de Perubar, por el método U-Pb sobre zircones (Polliand et al., 2005) indican edades entre 69.71 ± 0.18 y 68.92 ± 0.16. Ma. Del mismo modo los afloramientos de lavas basálticas asumidas a la Formación Quilmana en el valle del Río Mala, al este de Pucusana; fueron datados por Noble et al. (2005) por el método 40Ar/39Ar sobre roca total, indicando una edad de 67.6 Ma.

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Caracterización geológica de las formaciones de edad precretácica dentro del bloque 15 en base a registros de pozo y sísmica 2D/3D

Caracterización geológica de las formaciones de edad precretácica dentro del bloque 15 en base a registros de pozo y sísmica 2D/3D

Los piroclastos del levantamiento Napo fueron primero descritos por Wasson y Sinclair (1927), razón por la cual el término Misahuallí, fue usado para los piroclastos de la formación y que se han considerado como el Miembro Superior. De acuerdo con Dashwood (1990) el espesor de la formación de acuerdo a datos sísmicos es de aproximadamente 500 m (1 500 m). Trabajos posteriores como el de Rivadeneira y Sánchez, (1989) denominaron al Miembro Superior como Fm. Misahuallí en la parte norte de la cuenca. Romeuf, (1995) aporta con nuevos datos en edades 40 Ar -39 y sugiere que la Fm. Misahuallí consiste de dos unidades volcánicas. La primera corresponde a la Fm. Misahuallí propiamente dicha con 172,3 ± 2,1 Ma, localizada en la zona subandina y corresponde a una edad Jurásica media (ca 190 - 150 Ma), mientras que la más joven, o exclusivamente la parte del Miembro Superior de la Fm. Chapiza que se restringe a la cuenca Amazónica tiene una edad en límite Jurásico-Cretácico. Romeuf en (1997) propone una nueva nomenclatura en la que denomina Fm. Misahuallí a las acumulaciones volcánicas de la zona subandina (norte y sur) y cuya zona de afloramiento parece estar restringida a esta zona. Denomina como Miembro Yaupi a los volcánicos de la parte superior de la Fm. Chapiza. En esta interpretación Fm. Misahuallí es el equivalente lateral de los miembros Inferior y Medio de la Fm. Chapiza. Finalmente En el pozo Tambococha-1 ubicado al Este de la Cuenca, se encuentra una secuencia de calizas y evaporitas datadas en la parte inferior de Jurásico temprano tardío - Jurásico tardío, y en la parte superior de Jurásico medio - Cretácico temprano, Piso Valanginiano, que se la podría considerar como una variación lateral de los miembros inferior y medio de la Fm Chapiza, y que Díaz, (2000) la propone como la nueva Fm Tambococha.

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Durabilidad en ambientes húmedos de la Arenisca de La Marina (Jurásico superior de Asturias

Durabilidad en ambientes húmedos de la Arenisca de La Marina (Jurásico superior de Asturias

Se ha estudiado la alterabilidad de dos variedades (gris y amarilla) de una roca ornamental asturiana, denominada Arenisca de la Marina, perteneciente a la Formación Lastres (Jurásico Superior). Además de las clásicas técnicas de microscopía, para el estudio textural se han utilizado la velocidad de propagación de ondas elásticas y la tomografía axial computerizada de rayos-X. Se ha determinado la variación de algunas propiedades físicas (densidad, porosidad abierta y velocidad de propagación de ondas elásticas) antes y después de los ensayos de alterabilidad (humedad-sequedad, hielo-deshielo y cristalización de sales), comprobándose que los ciclos de cristalización de sales son los más agresivos y que la variedad amarilla es más susceptible al deterioro que la variedad gris. La textura ejerce una gran influencia en la durabilidad de ambas muestras, de modo que las bandas con más matriz y mayor porosidad presentan una mayor desagregación superficial, determinándose la existencia de un comportamiento anisótropo, más marcado en el caso de la variedad amarilla que en la gris. Palabras clave: areniscas, durabilidad, roca ornamental, ondas elásticas, tomografía de Rayos X.

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Presencia de reptiles en el Jurásico? de la Cuenca Ene: evidencia de icnitas

Presencia de reptiles en el Jurásico? de la Cuenca Ene: evidencia de icnitas

La Formación Sarayaquillo, sobreyace en la parte norte de la cuenca Ene en discordancia al Grupo Mitu, a la Formación Contaya y a los intrusivos Permo-Triásicos e infrayace a la Formación Chonta. Es por sobreyacer al intrusivo triásico de San Ramón e infrayacer al Chonta del Cretácico que se le asigna una edad Jurásica. Sin embargo, en el sector SE, la Formación Sarayaquillo sobreyace a la Formación Ene e infrayace a la Formación Chonta y sus sedimentitas contienen huellas fosilizadas de vertebrados que habitaron este territorio según se puede deducir, hace más de 145 millones de años. En la parte norte está conformada por capas de areniscas cuarzosas a cuarzo feldespáticas rojas y marrón rojiza, de grano medio a fino, subangulosos a subredondeados, con presencia de mica y una matriz de arcilita de color rojo. Son estratos de 1.0 m de espesor constituidos por capas de 0.20 a 0.30 m, todos estrato y grano decrecientes. Presentan estructuras internas de laminaciones oblicua curva de canal (Fig.2). Sin embargo, también se tiene la presencia de grandes laminaciones oblicuas que se pueden atribuir a medios eólicos. Las limolitas son de color rojo a marrón rojizo y se intercalan con delgadas capas de areniscas de grano fino. No se ha estimado el espesor de la Formación Sarayaquillo debido a la extensa cobertura a lo largo de sus afloramientos. Por sus características petrográficas se le restringe a un ambiente continental fluvial y con zonas extensas de llanura de inundación con zonas de ambiente desértico expuesto a acción eólica.

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Magmatismo y litogeoquímica de los granitoides del Jurásico y Cretácico entre Chala y Atico

Magmatismo y litogeoquímica de los granitoides del Jurásico y Cretácico entre Chala y Atico

La   abundante   actividad   magmática   ocurrida   a   fines   del   Jurásico  y  durante  el  Cretácico,  a  lo  largo  de  la  Cordillera   de  la  Costa  y  flanco  oeste  de  la  Cordillera  Occidental  entre   Chala   y   Atico,   ocasionó   el   emplazamiento   de   considerables   volúmenes   de   rocas   intrusivas   (Fig.   1).   Estas   rocas   intrusivas   corresponden   en   su   mayoría   al   Segmento   de   Arequipa   del   Batolito   de   la   Costa,   según   la   definición  propuesta  por  Cobbing  et  al.  (1977).    

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Estudio geológico de la cuenca Santiago sectores Centro y Sur - [Boletín D 30]

Estudio geológico de la cuenca Santiago sectores Centro y Sur - [Boletín D 30]

El periodo extensional continuó durante el Triásico superior- Jurásico inferior controlando la sedimentación de la época, creando relieves y estructuras que fueron peneplanizados, sobre los que se depositaron en discordancia rocas sedimentarias de edad Triásica-Jurásica. A nivel de la cuenca Santiago este periodo es muy importante porque se produce en el Noriano una importante ingresión marina proveniente del SSO que se extendió hacia el norte hasta la actual cuenca Oriente (Ecuador), dando inicio a la depositación de la unidad inferior del Grupo Pucará. Durante este periodo se depositaron en los grábenes y/o semigrábenes, en este ambiente marino, las calizas, los conglomerados y las brechas calcáreas correspondientes a las formaciones Chambará y Aramachay del Grupo Pucará, colmatando posiblemente las estructuras extensivas permo- triásicas. La presencia de depósitos marinos triásicos en la cuenca Santiago fue registrada por primera vez en el Pongo de Lorocache (borde suroeste de la cuenca) y están constituidos por sedimentos marinos someros ricos en materia orgánica, compuesta por una fauna nerítica de plataforma interna. En esta parte la evolución tectonosedimentaria estaba controlada por los procesos extensionales del rift permo-triásico y la formación de grábenes y semigrábenes tectónicos. En la época y durante el proceso extensional existía basculamiento de semigrábenes, registrado en la discordancia entre el límite Triásico-Jurásico, con facies de conglomerados y brechas sedimentarias de la Formación Aramachay, sobre las calizas de la Formación Chambará (Chacaltana et al., 2009; Valdivia et al., 2010).

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