Las rocas sil\u00edceas sedimentarias son importantes constituyentes de la sucesi\u00f3n de rocas en la Cuenca Culm alemana, de edad Carbon\u00edfero Inferior (Mississippiano), y afloran en el este del Macizo Rhenano y al oeste de las Monta\u00f1as del Harz. Dichas rocas se encuentran distribu\u00eddas en cinco unidades litoestratigr\u00e1ficas: la Formaci\u00f3n Lutita Alum Inferior (Lower Alum Shale Formation), la Formaci\u00f3n Pedernal Negro (Black Chert Formation), la Formaci\u00f3n Pedernal P\u00e1lido (Pale Chert Formation) y su Formaci\u00f3n Contempor\u00e1nea Caliza Sil\u00edcea (Siliceous Limestone Formation), y la Formaci\u00f3n Sil\u00edcea Transicional (Siliceous Transitional Formation). La secuencia abarca del Tournaisiano Tard\u00edo al Viseano Medio. Varias rocas silicicl\u00e1sticas, calc\u00e1eas y, localmente, volc\u00e1nicas m\u00e1ficas y pirocl\u00e1sticas, est\u00e1n asociadas a estos estratos. Se han identificado cuatro facies paleogeogr\u00e1ficas. El pedernal de radiolarios (radiolarita), el pedernal espicul\u00edtico homog\u00e9neo y las tobas silicificadas son los tipos de roca dominantes. Mayoritariamente \u00e9stas forman estratos laminados grises, negros, verdosos o rojizos que alternan r\u00edtmicamente con capas de lutita sil\u00edcea y, en algunas \u00e1reas, se intercalan de forma variable con lutitas grises y negras as\u00ed como con fosforitas, metabentonitas, calizas turbid\u00edticas, grauvacas y areniscas de cuarzo.<\/p>\n
Palabras Clave:<\/strong> pedernal, radiolarios, Monta\u00f1as Harz, Cuenca Culm, Carbon\u00edfero, Macizo Rhenish.<\/p>\n ABSTRACT<\/strong><\/p>\n Siliceous sedimentary rocks are major constituents of the rock succession in the German Culm Basin and crop out in the eastern Rhenish Massif and the western Harz Mountains. These rocks occur in five lithostratigraphic units: the Lower Alum Shale Formation, the Black Chert Formation, the Pale Chert Formation and coeval Siliceous Limestone Formation, and the Siliceous Transitional Formation (upper Hastarian to Asbian). The sequence comprise from the Tournaisain to the middle Visean. Various siliciclastic, calcareous and, locally, mafic volcanic and pyroclastic rocks are associated with these strata. Four paleogeographical facies zones have been identified. Radiolarian chert, spiculitic chert, homogenous chert, and silicified tuff are the main siliceous rock types. These mostly form current-laminated grey, black, greenish or reddish beds rhythmically alternating with layers of siliceous mudstone and, in places, variably intercalated with grey and black mudstones and siltstones, phosphorites, metabentonites, turbiditic limestones, greywackes and quartz arenites.<\/p>\n Keywords:<\/strong> chert, radiolaria, Harz Mountains, Culm Basin, Carboniferous, Rhenish Massif.<\/p>\n El \u00e1rea de dep\u00f3sito en la Cuenca Culm estuvo situada en el oc\u00e9ano Paleo-Tetis tropical, elongado y relativamente angosto, un estrecho marino batial somero entre Gondwana y Laurussia que gradualmente se angost\u00f3 durante la orogenia Var\u00edscica. Corrientes ricas en nutrientes hacia el oeste, provenientes del oce\u00e1no Paleopac\u00edfico noroccidental, favorecieron la alta fertilidad de plancton sil\u00edceo: los radiolarios. Estos \u00faltimos originaron la formaci\u00f3n de fangos bajo condiciones temporalmente an\u00f3xicas cuando contempor\u00e1neamente el aporte detr\u00edtico terrig\u00e9no as\u00ed como las tasas de sedimentaci\u00f3n (aproximadamente de 2 mm\/1,000 a\u00f1os) decrecieron debido al relativamente alto nivel del mar y al clima seco. La sedimentaci\u00f3n sil\u00edcea termin\u00f3 cuando, debido a la colisi\u00f3n Gondwana-Laurussia, el detrito terr\u00edgeno se multiplic\u00f3 y la cuenca se angost\u00f3 y se restringi\u00f3 la circulacion oce\u00e1nica del Paleo-Tetis, resultando en una disminuci\u00f3n en la productividad de radiolarios.<\/p>\n La Cuenca Culm (Carbon\u00edfero Inferior, Mississippiano) forma parte de la Zona Rheno-herciniana del Cintur\u00f3n Orog\u00e9nico Var\u00edscico. Es una de las cuencas marinas cl\u00e1sicas en Europa central. Entre sus caracter\u00edsticas principales destaca su bien definida sucesi\u00f3n rocosa y ampliamente correlacionable, su buen control bioestratigr\u00e1fico y su m\u00ednima deformacion orog\u00e9nica. Por tanto, los estudios estratigr\u00e1ficos intensivos y estudios de facies se han llevado a cabo desde el comienzo del siglo XX. Las rocas sil\u00edceas de la Cuenca Culm, sin embargo, que representan m\u00e1s de la mitad del Carbon\u00edfero Inferior, han sido subestimadas por d\u00e9cadas. Esto es principalmente debido a su aparente monoton\u00eda petrogr\u00e1fica y a la escacez de caracter\u00edsticas macrosc\u00f3picas y macrof\u00f3siles.<\/p>\n No obstante, el avance en la bioestratigraf\u00eda de radiolarios y el entendimiento derivado de perforaciones en oc\u00e9anos profundos, y de procesos sedimentarios y diagen\u00e9ticos de sedimentos sil\u00edceos marinos han proporcionado herramientas s\u00f3lidas para la determinaci\u00f3n exacta de edades y para descifrar la naturaleza y el origen de las unidades rocosas sil\u00edceas en la Cuenca Culm (Braun y Gursky, 1991; Braun y Schmidt, 1993; Dehmer et al., 1989; Gursky, 1996, 1997; Zellmer, 1997). En el presente trabajo se presenta y sumariza el estado del arte en lo que respecta a la estratigraf\u00eda, paleogeograf\u00eda, sedimentolog\u00eda, microscop\u00eda petrogr\u00e1fica y la evoluci\u00f3n paleooceanogr\u00e1fica de las rocas sil\u00edceas de la Cuenca Culm en Alemania.<\/p>\n EL MARCO PALEOGEOGR\u00c1FICO<\/strong><\/p>\n La paleogeograf\u00eda del Carbon\u00edfero Inferior estuvo dominada por Gondwana y Laurussia como continentes mayores (Scotese y McKerrow, 1990; figura 1). Ambos estaban separados por un extenso pero gradualmente angosto oc\u00e9ano llamado Paleo-Tetis, un mar tropical. Los sedimentos sil\u00edceos fueron mayoritariamente depositados fuera de la costa sur de Laurasia y en el noreste y oeste del Oce\u00e1no Paleopac\u00edfico (Hein y Parrish 1987). Adem\u00e1s de la Cuenca de Culm, existen rocas siliceas del Carbon\u00edfero en el sureste de los Estados Unidos (Lowe 1975). Fangos calc\u00e1reos pel\u00e1gicos estuvieron subordinados durante el Paleozoico y empezaron a dominar durante el Mesozoico s\u00f3lo cuando los organismos planct\u00f3nicos calc\u00e1reos evolucionaron a nivel global.<\/p>\n Figura 1. Configuraci\u00f3n paleocontinental en el Viseano, compilado y modificado principalmente de Parrish (1982), Scotese y McKerrow (1990) y Witzke (1990).<\/p><\/div>\n En la figura 1 podemos observar que los continentes estaban separados por oc\u00e9anos estrechos \u201cinternos\u201d y as\u00ed formaban un \u201cmegaarchipi\u00e9lago\u201d. \u00c9ste se ensambl\u00f3 en el Carbon\u00edfero Superior hasta el P\u00e9rmico, formando el supercontinente Pangea, por medio de la colisi\u00f3n paso por paso entre Laurussia y Gondwana (Orogenia Var\u00edscica-Ouachita). Mientras que casi todo el resto del globo estaba ocupado por el Oc\u00e9ano Paleopac\u00edfico (a partir del P\u00e9rmico llamado Panthalassa). N\u00f3tese que en esta gr\u00e1fica s\u00f3lo est\u00e1n representadas las \u00e1reas m\u00e1s orientales del Paleopac\u00edfico (al margen izquierdo del mapa) y m\u00e1s occidentales (al margen derecho).<\/p>\n La Cuenca Culm fue un mar marginal profundo del Oce\u00e1no Paleo-Tetis en el margen pasivo exterior subsidente del sureste de Laurussia. Hacia el sur, la Cuenca Culm estuvo bordeada por un arco magm\u00e1tico intraoce\u00e1nico unido a una zona Var\u00edscica de subducci\u00f3n, el precursor de la Zona Cristalina Germ\u00e1nica Media (figura 2). Estrechos marinos abiertos existieron hacia el suroeste del Paleo-Tetis v\u00eda el sureste de Inglaterra, Irlanda y Portugal, y hacia el Este, hasta el oeste del Paleopac\u00edfico, v\u00eda el sureste de Europa.<\/p>\n Figura 2. Paleogeograf\u00eda de Europa central en el Viseano Temprano, modificado y extendido a base de Franke (1990).<\/p><\/div>\n En el norte de Alemania el comienzo de la depositaci\u00f3n de la magnafacies de Culm fue causado por un alto en el nivel del mar y por la transgresi\u00f3n durante el Tournaisiano Medio. La cuenca Culm se extendi\u00f3 hasta convertirse en una gran bah\u00eda que incluy\u00f3 la mayor\u00eda del norte de Europa central y estuvo conectada con el sureste de Iglaterra (Paproth, 1989). La Cuenca Culm estuvo bordeada en el oeste, norte y este, por la angosta pendiente de una plataforma carbonatada (la Caliza Carbon\u00edfera, \u2018Kohlenkalk\u2019; Franke, 1990), un amplio banco somero que incluy\u00f3 la formaci\u00f3n local de evaporitas. Esta zona de banco estuvo limitada hacia el continente por una complicada l\u00ednea de costa de las tierras bajas continentales del sureste de Laurussia.<\/p>\n La Cuenca Culm alcanz\u00f3 su m\u00e1xima extensi\u00f3n paleogeogr\u00e1fica durante el Viseano Medio y lleg\u00f3 a estar secuencialmente m\u00e1s angosta durante el Viseano Superior. Esto debido a la formaci\u00f3n de grandes complejos deltaicos fluviales (Leeder, 1987) y a la formaci\u00f3n de carb\u00f3n par\u00e1lica extendida como efectos posibles de un cambio clim\u00e1tico de condiciones semi\u00e1ridas hacia condiciones moderadamente h\u00famedas. Y desde el sur, la avanzada de la Orogenia Var\u00edscica hacia el norte caus\u00f3 el allanamiento progresivo de la cuenca por dep\u00f3sitos de potentes series de grauvacas. Durante el Serpukhoviano Superior, la Cuenca Culm se hab\u00eda finalmente somerizado como un paisaje pantanoso de delta par\u00e1lico.<\/p>\n La Cuenca Culm estuvo dividida en subcuencas con elevaciones submarinas incluyendo islas locales. Los relictos de m\u00e1rgenes dev\u00f3nicos erosionados y de arrecifes de atol\u00f3n encontrados en los m\u00e1rgenes de arrecifes o en estructuras volc\u00e1nicas submarinas actuaron como altos topogr\u00e1ficos locales o islas hasta el periodo Viseano. Estos controlaron el patr\u00f3n de facies tanto de las rocas sil\u00edceas como de las asociadas. Las erupciones volc\u00e1nicas suba\u00e9reas, por ejemplo, en el este del \u00e1rea del Harz (complejo de Elbingerode) son responsables, en parte, de las tobas interestratificadas con las secuencias sil\u00edceas (Gursky, 1992; Zellmer, 1997).<\/p>\n Durante el Carbon\u00edfero Temprano, el noreste de Europa central estuvo situado al sur del cintur\u00f3n de selvas tropicales que atravesaban Laurussia y hacia el margen noreste del cintur\u00f3n clim\u00e1tico de alta presi\u00f3n de la zona subtropical meridional (Bless et al., 1987; Gursky, 1996; Parrish, 1982; Witzke, 1990). Las evidencias palinol\u00f3gicas (Zwan et al., 1985) y paleopedol\u00f3gicas (Peeters et al., 1992; Wright, 1990) sugieren que, en\u00a0Laurussia suroriental, el clima cambi\u00f3 de moderadamente h\u00famedo en el Tournaisiano Temprano a caliente, semi\u00e1rido a \u00e1rido en el Viseano Temprano y nuevamente a moderadamente h\u00famedo en el Viseano Tard\u00edo.<\/p>\n El nivel del mar se elev\u00f3 a partir de estar bajo durante el Dev\u00f3nico Superior Tard\u00edo hasta un alto nivel en el Tournaisiano Tard\u00edo (Ross y Ross, 1987) y permaneci\u00f3 alto hasta el final del Carbon\u00edfero Temprano, con un posible m\u00e1ximo en el Viseano Tard\u00edo (Herbig, 1998). En el Serpukhoviano, sin embargo, el nivel del mar baj\u00f3 dram\u00e1ticamente hasta un nivel muy bajo, causado por el comienzo de la glaciaci\u00f3n permocarbon\u00edfera.<\/p>\n Una fuerte corriente ecuatorial superficial dirigida hacia el oeste, estuvo probablemente presente en el Oc\u00e9ano Paleopac\u00edfico occidental, provocada por los vientos alisios tropicales. Esta corriente rica en nutrientes pudo haber pasado a trav\u00e9s del Paleo-Tetis en direcci\u00f3n este-oeste, de manera atenuada. Corrientes fr\u00edas del fondo, de origen polar, con surgencias en ciertas regiones oce\u00e1nicas, estuvieron ausentes probablemente por la configuraci\u00f3n paleocontinental especial (Parrish, 1982).<\/p>\n En combinaci\u00f3n, estas condiciones claramente favorecieron la sedimentacion biosil\u00edcea en la Cuenca Culm. El clima semi\u00e1rido a \u00e1rido en el sureste de Laurussia result\u00f3 en un escurrimiento continental reducido y en una tasa de sedimentaci\u00f3n cl\u00e1stica muy baja en los mares circundantes. Adicionalmente, las amplias \u00e1reas arrecifales interceptaban la mayor\u00eda de detritus. Estos factores condujeron a un escaso aporte terr\u00edgeno hacia la Cuenca Culm, de tal modo que se acumularon fangos planct\u00f3nicos m\u00e1s puros. El Paleo-Tetis se hab\u00eda estrechado; se encontr\u00f3 en una posici\u00f3n \u201cintercontinental\u201d con una orientaci\u00f3n OSO-ENE cerca del ecuador. Estos factores no fueron favorables para condiciones de surgencia, a diferencia del Oce\u00e1no Pac\u00edfico ecuatorial moderno. Sin embargo, se puede suponer una alta fertilidad planct\u00f3nica para el Oce\u00e1no Paleopac\u00edfico vecino. Las corrientes impulsadas por los vientos alisios transportaron aguas superficiales ricas en nutrientes desde el oeste del Oce\u00e1no Paleopac\u00edfico hacia el oeste al Paleo-Tetis. El plancton de radiolarios floreci\u00f3 y consecuentemente dep\u00f3sitos de fangos sil\u00edceos se formaron en esta zona.<\/p>\n SECUENCIA ROCOSA SIL\u00cdCEA<\/strong><\/p>\n Las rocas sil\u00edceas del Carbon\u00edfero Inferior (\u201cKulm-Kieselschiefer\u201d y sus equivalentes en la bibliograf\u00eda alemana) afloran en el Macizo Rhenano y en las Monta\u00f1as del Harz, que a su vez son partes del cintur\u00f3n de pliegues y fallas del antepa\u00eds del Or\u00f3geno Var\u00edscico (figura 3). Los\u00a0pedernales de radiolarios y sus rocas sedimentarias asociadas sil\u00edceas y no-sil\u00edceas fueron depositados desde el Tournaisiano Superior hasta el Viseano Superior Temprano, tabla I).<\/p>\n Tabla. I. Crono y litoestratigraf\u00eda de la secuencia del Culm alem\u00e1n en la parte oriental del Macizo Rhenano y las Monta\u00f1as del Harz. La subdivisi\u00f3n internacional del Tournaisiano y Viseano corresponde a Europa occidental y central; la subdivisi\u00f3n alemana (tradicional) se basa en la bioestratigraf\u00eda con goniatites (amonoidea).<\/p><\/div>\n <\/p>\n figuFigura En la mayor\u00eda de las \u00e1reas, las secuencias sil\u00edceas son subyacidas por lutitas de cuenca del Dev\u00f3nico Tard\u00edo al Tournaisiano Tard\u00edo, con intercalaciones de areniscas turbid\u00edticas provenientes del sureste de Laurussia o calizas nodulares (de la formaci\u00f3n Hangenberg y sus equivalentes).<\/p>\n Los primeros estratos sil\u00edceos se encuentran en la parte superior de la formaci\u00f3n sobreyacente, la formaci\u00f3n Lutita Alum Inferior (Lower Alum Shale Formation [alum, ingl. = alumbre, esp.]; \u201cLiegende Alaunschiefer\u201d; \u201cKahlenberg Subformation\u201d, Korn, 2003b; Tournasiano Medio), tradicionalmente definida como la primera unidad estratigr\u00e1fica de la Cuenca Culm alemana. Esta formacion de lutita negra tiene hasta 45 m de espesor (secci\u00f3n Rottenberg, figura 4) y es litol\u00f3gicamente mon\u00f3tona y pobremente estratificada.<\/p>\n formacioFigura Las rocas son ricas en carbono org\u00e1nico (hasta m\u00e1s de 3%) y pirita de grano fino, pero pobres en fauna. Concreciones fosfor\u00edticas diagen\u00e9ticamente tempranas son localmente abundantes y ricas en radiolarios bien preservados (Braun y Schmidt, 1993). Esto sugiere que la formaci\u00f3n entera originalmente fue rica en s\u00edlice biog\u00e9nico, el cual fue mayoritariamente disuelto durante la diag\u00e9nesis y reciclado despu\u00e9s.<\/p>\n Estratigr\u00e1ficamente hacia arriba, la formaci\u00f3n Lutita Alum Inferior pasa a la Formaci\u00f3n Pedernal Negro (figura 5; \u201cSchwarze Kieselschiefer\u201d, \u201cKulm-Lydite\u201d; \u201cHardt-Subformation\u201d; Korn, 2003b) por el incremento de estratos distintivos de pedernal. Tiene hasta 20 m de espesor y consiste de una alternancia r\u00edtmica y uniforme, de cent\u00edmetros a dec\u00edmetros de espesor, de estratos de radiolarita (figura 6a) y de lutitas sil\u00edceas negras de espesores milim\u00e9tricos. Intercalaciones menores de tobas alteradas (metabentonitas), estratos de calciturbiditas y n\u00f3dulos de fosforitas est\u00e1n presentes localmente.<\/p>\n Figura 5. Aspecto representativo de una parte de la formaci\u00f3n Pedernal Negro (aprox. 1.5 x 1 m); cantera abandonada al borde del pueblo de Lautenthal, Monta\u00f1as del Harz. Detalles en Gursky (1992).<\/p><\/div>\n El contenido de carbono org\u00e1nico decrece hacia arriba de la secci\u00f3n, y la Formaci\u00f3n Pedernal Negro pasa a la Formaci\u00f3n Pedernal P\u00e1lido (\u201cHelle Kieselschiefer\u201d; figura 6B). Tiene hasta 25 m de espesor y est\u00e1 compuesta de estratos que alternan entre grises, verdosos y rojizos, de escalas cent\u00edm\u00e9tricas a decim\u00e9tricas, y lutitas sil\u00edceas delgadas. Los pedernales son o pedernal radiolario espicul\u00edtico o toba sil\u00edcea o raramente homog\u00e9neos. Son frecuentes interestratos tob\u00e1ceos delgados de colores claros.<\/p>\n En el noreste del Macizo Rhenano, esta formaci\u00f3n presenta una gradaci\u00f3n hacia el oeste a la Formaci\u00f3n Caliza Sil\u00edcea (\u201cKulm-Kieselkalke\u201d; \u201cHillershausen Formation\u201d, Korn, 2003a ) por medio de la intercalaci\u00f3n de calizas turbid\u00edticas variablemente silicificadas (figura 6), que pueden llegar a ser dominantes. La Formacion Caliza Sil\u00edcea tiene generalmente m\u00e1s de 30 m de espesor.<\/p>\n Figura 6. Muestras petrogr\u00e1ficas representativas de algunos tipos caracter\u00edsticos de rocas sil\u00edceas La parte cuspidal de la secuencia sil\u00edcea es la sobreyacente Formaci\u00f3n Transicional Sil\u00edcea (\u201cKieselige \u00dcbergangsschichten\u201d; \u201cBromberg Formation\u201d, Korn, 2003a). Tiene hasta 15 m de espesor y es generalmente una alternancia de estratos delgados de lutitas grises a negros, pedernales, calciturbiditas y tobas alteradas. Un estrato triple de caliza rica en goniates (caliza crenistria) forma un horizonte clave conspicuo. En las Monta\u00f1as del Harz predomina fuertemente la facies lut\u00edtica (o argillosas). Algunas capas de lutita son ricas en macrofauna, la mayor\u00eda son bivalvos aplanados tipo Posidonia y goniatites (Brauckmann, in Hinze, 1976).<\/p>\n Las formaciones sil\u00edceas son sobreyacidas por una facies flysch con que termina el desarollo de la Cuenca Culm alemana. La Formaci\u00f3n Pizarras Culm (\u201cKulm-Tonschiefer\u201d; \u201cGlindfeld Fovrmation\u201d, Korn, 2003a) abarca m\u00e1s de 100 m de espesor. Est\u00e1 diacr\u00f3nicamente sobreyacida por la Formaci\u00f3n Grauvaca Culm (\u201cKulm-Grauwacken\u201d), de varios cientos de metros de espesor. En el margen norte del Macizo Rhenano, las facies Culm son seguidas de hasta 3,000 m de sedimentos de molasa incluyendo cientos de capas de carb\u00f3n en el \u00e1rea del r\u00edo Ruhr (la mayor\u00eda Carbon\u00edfero Superior, Pennsylv\u00e1nico).<\/p>\n Las formaciones sil\u00edceas del Culm alem\u00e1n muestran un cierto n\u00famero de variaciones regionales de facies debido a factores paleogeogr\u00e1ficos. El espesor de las formaciones es variable: la Formaci\u00f3n Alum Inferior de 0 a 45 m, la Formaci\u00f3n Pedernal Negro de 0 a 20 m, la Formaci\u00f3n Pedernal P\u00e1lido de 0 a 25 m, la Formaci\u00f3n Caliza Sil\u00edcea de 0 a >150 m, la Formaci\u00f3n Sil\u00edcea Transicional de 0 a 25 m. La proporci\u00f3n de formaciones individuales en la secuencia sil\u00edcea tambi\u00e9n es variable (Gursky, 1996). La proporci\u00f3n de calizas turbid\u00edticas es variable y depende de las distancias desde las \u00e1reas arrecifales que desprenden bioclastos y de los baj\u00edos de intracuenca. En la parte m\u00e1s noroccidental del Macizo Rhenano oriental, el Culm pasa a facies de pendiente de la plataforma Caliza Carbon\u00edfera (calciturbiditas proximales). M\u00e1s hacia el este, la parte m\u00e1s superior de la formaci\u00f3n Sil\u00edcea Transicional y la parte m\u00e1s inferior de la formaci\u00f3n Pizarras Culm son reemplazadas por una serie de turbiditas calc\u00e1reas de estratos delgados, la formaci\u00f3n Caliza Tableada Culm (\u201cKulm-Plattenkalk\u201d). A lo largo del margen este del Macizo Rhenano, la Formaci\u00f3n Pedernal P\u00e1lido grada lateralmente a la Formaci\u00f3n Caliza Sil\u00edcea por incrementos de intercalaciones de calizas turbid\u00edticas (Witten, 1979).<\/p>\n Durante el Tournaisiano Superior y Viseano Inferior, algunas partes de la Cuenca Culm fueron afectadas por vulcanismo submarino y, localmente, por vulcanismo suba\u00e9reo. Los basaltos (ahora alterados a diabasas) son dominantes, tambien est\u00e1n presentes diquestratos y diques. El espesor de estas unidades\u00a0volc\u00e1nicas (\u201cDeckdiabas\u201d) alcanza 500 m en el sureste del Macizo Rhenano (Lippert et al., 1970), pero es generalmente mucho menor. Debido a la formaci\u00f3n de tales estructuras volc\u00e1nicas y de otras elevaciones de intracuenca, las formaciones Lutita Alum Inferior y Pedernal Negro est\u00e1n ausentes localmente o su espesor esta fuertemente reducido (figura 5). La cantidad de capas de tobas alteradas y parcialmente silicificadas tambi\u00e9n var\u00eda regionalmente. Se incrementa hacia el este y sureste y alcanza un m\u00e1ximo en algunas secciones del oeste de las Monta\u00f1as del Harz (Gursky, 1992; Zellmer, 1997).<\/p>\n Gursky (1992; 1996; figura 3) defini\u00f3 cuatro zonas principales de facies para la secuencia sil\u00edcea del Carbon\u00ed- fero Inferior de la Cuenca Culm. La Zona Bergiana incluye rocas de la transici\u00f3n desde la plataforma continental de la Caliza Carbon\u00edfera hasta la Cuenca Culm alemana. Las secciones individuales est\u00e1n compuestas en proporciones variables de calizas turbid\u00edticas proximales y rocas pel\u00e1gicas; las rocas sil\u00edceas son subordinadas. En la Zona Westfaliana se desarroll\u00f3 la sucesi\u00f3n sil\u00edcea m\u00e1s completa. La edad de los pedernales va desde el Tournaisinao Superior hasta el Viseano Superior. En algunos lugares est\u00e1n presentes rocas sil\u00edceas y lutitas negras cuya edad corresponde al Viseano cuspidal (Korn, 1989). La diabasa \u201cDeckdiabas\u201d est\u00e1 ausente. La Formaci\u00f3n Caliza Sil\u00edcea esta bien desarrollada y la Formaci\u00f3n Sil\u00edcea Transicional es litol\u00f3gicamente variable. En la Zona Dill-Innerste, la diabasa \u201cDeckdiabas\u201d est\u00e1 presente, mientras que las formaciones Lutita Alum Inferior y Pedernal Negro pueden estar ausentes o estar sustituidas por rocas volc\u00e1nicas. La Formaci\u00f3n Pedernal P\u00e1lido est\u00e1 mayoritariamente libre de calciturbiditas y localmente abigarrada. La Formaci\u00f3n Sil\u00edcea Transicional est\u00e1 pobremente desarollada. La sucesi\u00f3n \u201ccl\u00e1sica\u201d de Culm no est\u00e1 desarrollada en la parte m\u00e1s suroriental del Macizo Rhenano y en la parte central de las Monta\u00f1as del Harz: la Zona Lahn-Bode (figura 2). En la subzona H\u00f6rre-Gommern, en particular, y en regiones adyacentes, las rocas cl\u00e1sticas de grano fino y las rocas sil\u00edceas, del Dev\u00f3- nico Superior al Carbon\u00edfero Inferior, est\u00e1n asociadas con grauvacas, calizas turbid\u00edticas y areniscas de\u00a0cuarzo turbid\u00edticas \u201cex\u00f3ticas\u201d (Formaci\u00f3n \u201cKammquarzit\u201d), esta \u00faltima depositada en un elongado surco separado (J\u00e4ger y Gursky, 2000).<\/p>\n CARACTER\u00cdSTICAS SEDIMENTARIAS Y PETROGR\u00c1FICAS<\/strong><\/p>\n Las rocas sil\u00edceas de la Cuenca Culm incluyen: pedernal de radiolarios (radiolarita), pedernal espicul\u00edtico, pedernal pel\u00edtico, pedernal homog\u00e9neo y tobas silicificadas. Estos tipos de rocas estan variablemente asociadas con lutitas, grauvacas, tobas alteradas (metabentonitas), carbonatos, concreciones de fosforitas y rocas no estratificadas de cuarzo-hematita. Se encuentran varias alternancias litol\u00f3gicas que ocurren en forma de laminaci\u00f3n, estratos o grupos de estratos (Gursky, 1997). La caracter\u00edstica macrosc\u00f3pica m\u00e1s conspicua en los afloramientos es la estratificacion r\u00edtmica constituida de pedernal duro, astilloso, y de intercapas erosionadas m\u00e1s pobres en SiO2<\/sub> . Esta ritmicidad b\u00e1sica puede variar: en la mayor\u00eda de las secciones puede interferir con otras ritmicidades causadas por calciturbiditas o estratos tob\u00e1ceos que pueden ser regionalmente dominantes o formar secuencias heterol\u00edticas (por ejemplo, la Formaci\u00f3n Sil\u00edcea Transicional). En general, los pedernales de la Cuenca Culm son mon\u00f3tonos con respecto a su sedimentolog\u00eda macrosc\u00f3pica. Las caracter\u00edstcias importantes se describen a continuaci\u00f3n.<\/p>\n La mayor\u00eda de los planos de estratificaci\u00f3n son agudos y parejos, pero pueden presentar transiciones, especialmente en los contactos con tobas y calizas turbid\u00ed- ticas que pueden atenuarse a pedernal secuencia arriba. La erosi\u00f3n acent\u00faa las diferencias litol\u00f3gicas. Las partes basales del tama\u00f1o de arena de las capas tob\u00e1ceas pueden estar enmascaradas dentro de estratos de pedernal por silicificaci\u00f3n diagen\u00e9tica. La icnofauna es rara y se concentra sobre los planos de estratificaci\u00f3n, por ejemplo, Spirodesmos (Huckriede, 1952; Horn, 1989).<\/p>\n La laminaci\u00f3n es la m\u00e1s importante, casi omnipresente, estructura sedimentaria en el pedernal de Culm y las laminaciones son sus unidades sedimentarias fundamentales. La estratificacion homog\u00e9nea (\u201csin estructura\u201d, \u201cmasiva\u201d, \u201cmono-estratificada\u201d) es subordenada. La laminaci\u00f3n es variable e incluye tres tipos dominantes: tipo 1, corresponde a una laminaci\u00f3n paralela continua constituida por l\u00e1minas p\u00e1lidas ricas en radiolarios y l\u00e1minas oscuras ricas en detrito de grano fino o part\u00edculas de carbono org\u00e1nico. El grosor de la laminaci\u00f3n var\u00eda de 1 a >10 mm\u00a0donde la sublaminaci\u00f3n es frecuente. Los l\u00edmites de cada l\u00e1mina est\u00e1n bien definidos o son transicionales y frecuentemente acentuados por microestiliolitas. Braun (en Braun y Gursky 1991) se\u00f1ala la presencia de estratos con \u201claminaci\u00f3n triple\u201d (Iijima et al., 1985) caracterizados por un centro rico en s\u00edlice con muchos radiolarios bien preservados. El tipo 2 ocurre mayoritariamente en estratos de pedernal grises a verdosos de la Formaci\u00f3n Pedernal P\u00e1lido y de la Formaci\u00f3n Caliza Sil\u00edcea. Es una laminaci\u00f3n paralela discontinua de l\u00e1minas p\u00e1lidas y oscuras, agudas, de <1 a 3 mm de espesor, organizadas en un estilo microlenticular o microflaser y causados por variaciones composicionales m\u00ednimas. El tipo 3 corresponde a una laminaci\u00f3n paralela p\u00e1lida-oscura y t\u00edpica de la Formaci\u00f3n Pedernal P\u00e1lido, especialmente en las microalternaciones tob\u00e1ceas y biosil\u00edceas. La laminaci\u00f3n est\u00e1 bien definida en espesores de 1 a >10 mm; la sublaminaci\u00f3n es t\u00edpica. Pueden presentarse coloraciones secundarias imprecisas y descoloraciones. Son freucentes las estructuras de carga y de deshidrataci\u00f3n con microconvoluciones, laminaci\u00f3n interrumpida y formaci\u00f3n de estructuras esf\u00e9ricas. Schwarz (1989) ofrece una interpretaci\u00f3n \u201cvolcanos\u00edsmica\u201d para tales caracter\u00edsticas y Zimmerle (1986) apunta a las capas tob\u00e1ceas con bases angularmente discordantes.<\/p>\n El fen\u00f3meno de acu\u00f1arse e hincharse de las capas, de forma suave y origen diagen\u00e9tico, es frecuente en los pedernales del Culm. Resulta en superficies de estratificaci\u00f3n ligeramente ondulosos a nivel local. En contraste con muchos otros pedernales, sin embargo, la intensidad es baja. Como las concreciones locales de s\u00edlice se originan a partir de una migraci\u00f3n lateral de s\u00edlice diagen\u00e9ticamente temprana, compactaci\u00f3n diferencial y la posible subsecuente presi\u00f3n-soluci\u00f3n. Micropliegues tect\u00f3nicos y sindiagen\u00e9ticos debido a la anisotrop\u00eda extrema entre el pedernal estratificado y las entrecapas son t\u00edpicas en algunos afloramientos, como en muchas otras localidades a nivel global. Basado en un estudio sistem\u00e1tico regional, Hausmann (1983) concluy\u00f3 que la mayor\u00eda de micropliegues son sindiagen\u00e9- ticos y originados en pendientes submarinas suaves de los altos intrabasinales.<\/p>\n La petrograf\u00eda microsc\u00f3pica y el desarrollo diagen\u00e9tico de los tipos m\u00e1s importantes de pedernal se describen a continuaci\u00f3n:<\/p>\n Las radiolaritas est\u00e1n constituidas hasta un <60% de restos de las partes duras de radiolarios, raramente m\u00e1s (figura 7). Las l\u00e1minas claras consisten mayoritariamente de radiolarios aqu\u00ed muy bi\u00e9n preservados y las oscuras son ricas en carbono org\u00e1nico y pirita.<\/p>\n Figura 7. Microestratificaci\u00f3n t\u00edpica de las radiolaritas de la Formaci\u00f3n Estos pedernales est\u00e1n compuestos de cuarzo\/ calcedonia (radiolarios, esp\u00edculas de esponjas, bioclastos, cemento sil\u00edceo), minerales accesorios silicicl\u00e1sticos y minerales autig\u00e9nicos (cuarzo limoso, feldespatos, filosilicatos), fragmentos volcanicl\u00e1sticos (cuarzo, feldespatos, mica, esquirlas de vidrio alterado), carbono org\u00e1nico, \u00f3xidos met\u00e1licos y sulfuros (especialmente hematita y pirita), minerales pesados y cristales de calcita, dolomita y apatita. En l\u00e1minas petrogr\u00e1ficas, los radiolarios est\u00e1n caracterizados por secciones transversales casi siempre circulares de hasta 300 \u03bcm de di\u00e1metro, elementos esquel\u00e9ticos internos, estructuras porosas, espinas y fragmentos de espinas de hasta 200 \u03bcm de longitud y 60 \u03bcm espesor (detalles en Gursky 1992, 1996, 1997). El grado y tipo de radiolarios preservados es variable y depende del crecimiento de grano diagen\u00e9tico y metam\u00f3rfico y la disoluci\u00f3n selectiva. La calidad de preservaci\u00f3n var\u00eda\u00a0desde excelente a pobre y el crecimiento extremo de grano puede resultar en la obliteraci\u00f3n completa de los radiolarios y la formaci\u00f3n de texturas microcuarc\u00edticas (\u201ccriptoradiolarita\u201d). La mineralog\u00eda diagen\u00e9- tica, el tama\u00f1o de cristal en conchas reemplazadas y en rellenos definen el tipo de radiolarios preservados: las testas consisten de cuarzo\/calcedonia (<5-30 \u03bcm) con pirita, hematita, clorita, calcita, dolomita y carbono subordinado. Los rellenos est\u00e1n hechos de mezclas pigmentadas de cuarzo criptocristalino a microcristalino, agregados de cuarzo y mosaicos, calcedonia esferul\u00edtica, clorita, pirita, hematita, calcita, carbono y minerales arcillosos. Algunos rellenos de radiolarios contienen lepiesferas de cristobalita-tridimita diagen\u00e9ticamente tempranas (\u201c\u00f3palo-CT\u201d) reemplazados por microcuarzo diagen\u00e9ticamente tard\u00edo. La soluci\u00f3n por presi\u00f3n resultando en bandas microestiliol\u00edticas subparalelas a la estratificaci\u00f3n, ha acentuado las superficies de estratificaci\u00f3n y es mayoritariamente responsable de la t\u00edpica f\u00e1brica macrosc\u00f3pica de pedernal bandeado en los afloramientos.<\/p>\n Sin embargo, la mineralog\u00eda presente en los pedernales de radiolarios, su textura y muchas de las estructuras sedimentarias son diagen\u00e9ticas. La microfauna y los componentes silicicl\u00e1sticos indican la existencia de un fango original de radiolarios con mezclas terr\u00edgenas de grano fino. Durante la diag\u00e9nesis temprana el fango fue compactado y retuvo conchas robustas que habr\u00edan sobrevivido la disoluci\u00f3n durante el asentamiento pel\u00e1gico y en el contacto fondo\/agua. Los n\u00f3dulos de fosforitas crecieron durante la diag\u00e9nesis temprana en horizontes depositados durante las fases an\u00f3xicas. El s\u00edlice biog\u00e9nico original de los radiolarios (\u201c\u00f3palo-A\u201d) fue parcialmente disuelto y transformado a \u00f3palo-CT. El cemento de s\u00edlice del \u00f3palo-CT se precipit\u00f3 a partir de aguas intersticiales que resultaron en la litificaci\u00f3n en forma de \u201cporcelanita\u201d (roca de \u00f3palo-CT). Durante la diag\u00e9nesis tard\u00eda, el \u00f3palo-CT metaestable se transform\u00f3 a cuarzo\/calcedonia, form\u00e1ndose pedernales de cuarzo maduros seguidos por procesos de presi\u00f3n-solucion y de metamorfismo regional d\u00e9bil.<\/p>\n Los pedernales espicul\u00edticos constituyen s\u00f3lo un peque\u00f1o porcentaje de los pedernales del Culm y se encuentran sobre todo en las formaciones Pedernal P\u00e1- lido y Caliza Sil\u00edcea (figura 6d). En su mayor\u00eda forman l\u00e1minas individuales dentro de los estratos de pedernal de radiolarios. Tales l\u00e1minas pueden representar las colas de las corrientes calciturbid\u00edticas (Herbig y Mamet, 1994). Varios microlitotipos est\u00e1n presentes; espiculitas de grano fino con radiolarios, pero sin carbonato, son dominantes. La alteraci\u00f3n diagen\u00e9tica de pedernales espicul\u00edticos y radiolar\u00edticos fue similar.<\/p>\n Los pedernales homog\u00e9neos son de una coloraci\u00f3n p\u00e1lida y de grano muy fino con menos de 1% de componentes microsc\u00f3picos no sil\u00edceos identificados, la gran mayor\u00eda filosilicatos. Composicionalmente, estos grad\u00faan a pedernal sil\u00edceo lut\u00edtico. Los microlitotipos t\u00edpicos incluyen radiolaritas homogenizadas con algunos \u201cfantasmas\u201d de relictos de radiolarios, lutitas fuertemente silicificadas, limolitas y tobas de grano fino, as\u00ed como pedernales extremadamente finos de origen desconocido.<\/p>\n Las capas de tobas son regionalmente abundantes en la Cuenca Culm alemana, principalmente en la Formaci\u00f3n Pedernal P\u00e1lido del sureste del Macizo Rhenano y al oeste de las Monta\u00f1as del Harz. \u00c9stas se encuentran como estratos suaves, altamente alterados y microbentonita alterada seg\u00fan lo reportado por varios autores (Hoss, 1957; Dehmer et al., 1989; Zellmer, 1997) y como estratos masivos de pedernal (Gursky, 1992; 1996; 1997). La mayor\u00eda de esos estratos revelan su origen vulcanocl\u00e1stico s\u00f3lo en l\u00e1minas petrogr\u00e1ficas: son tobas v\u00edtricas silicificadas, tobas cristalinas silicificadas y tufitas silicificadas que consisten en vidrio volc\u00e1nico silicificado, fragmentos de feldespato alcalino, poca plagioclasa, cuarzo (parcialmente con signos de resorci\u00f3n), biotita y minerales pesados. La matriz es un cemento de cuarzo criptocristalino a microcristalino. La laminaci\u00f3n paralela y estratificaci\u00f3n graduada son t\u00edpicas. Las tobas son interpretadas como tefras originadas de erupciones suba\u00e9- reas de composici\u00f3n traqu\u00edtica a cuarzo-traqu\u00edtica.<\/p>\n La mayor\u00eda de los estratos tob\u00e1ceos fueron fuertemente alterados durante la diag\u00e9nesis submarina y por la erosi\u00f3n suba\u00e9rea posterior, originando las conspicuas capas claras de microbentonita que se destacan en afloramientos modernos. Muchos otros, sin embargo, fueron afectados por una silicificaci\u00f3n diagen\u00e9ticamente tard\u00eda debido a que la fuente del s\u00edlice fueron capas biosil\u00edceas adyacentes. Muchos fragmentos de silicatos fueron remplazados por s\u00edlice (especialmente las esquirlas de vidrio; Gursky, 1996) y masivamente cementados por s\u00edlice. Este proceso transform\u00f3 muchas capas de tobas en pedernal de cuarzo masivo. Algunos bioclastos carbonatados detr\u00edticos en las calizas turbid\u00edticas fueron igualmente cementadas y parcialmente reemplazadas por s\u00edlice (origen de \u201ccalizas sil\u00edceas\u201d; cfr. Witten, 1979). Estas observaciones y el hecho de que la diag\u00e9nesis de tefra libera solamente cantidades insignificantes de s\u00edlice (Rad, 1979) son evidencia de que casi todo el s\u00edlice almacenado en las rocas sil\u00edceas del Culm son de origen biog\u00e9nico, en contraste con lo que algunos trabajos previos hab\u00edan propuesto (Schwan, 1952; Dehmer et al., 1989; Zellmer, 1997).<\/p>\n ESTRATIGRAF\u00cdA DIN\u00c1MICA Y EVOLUCI\u00d3N DE LA CUENCA <\/strong><\/p>\n El comienzo abrupto de la sedimentaci\u00f3n an\u00f3xica en el Tournaisiano Medio (base de la formaci\u00f3n Lutita Alum Inferior) fue contempor\u00e1nea con una marcada elevaci\u00f3n en el nivel del mar (Ross y Ross, 1987). Este \u00faltimo result\u00f3 en una transgresi\u00f3n sobre la plataforma continental calc\u00e1rea de Laurussia y puede ser responsable de las calciturbiditas locales en el sureste del Macizo Rhenano (\u201chighstand shedding\u201d; Caliza R\u00fcchenbach, Herbig y Bender, 1992). A nivel de cuenca, el nivel del mar y la transgresi\u00f3n causaron una producci\u00f3n mejorada de carbono org\u00e1nico debido a las amplias y altamente productivas \u00e1reas de las aguas someras, el retrabajado de suelos de tierras bajas ricas en nutrientes, y a una mezcla reducida de las aguas oce\u00e1- nicas y la circulaci\u00f3n intracuenca. En consecuencia, esto favoreci\u00f3 el consumo de ox\u00edgeno en las aguas del fondo y promovi\u00f3 el dep\u00f3sito de lodos negros mon\u00f3- tonos con concreciones de fosforitas. Los radiolarios bien preservados inclu\u00eddos en estas concreciones son evidencia de que la sedimentaci\u00f3n biosil\u00edcea era estimulada contempor\u00e1neamente.<\/p>\n En la regi\u00f3n del sureste de Laurussia y de mares adyacentes, incluyendo la Cuenca Culm, el clima tropical cambi\u00f3 de semih\u00famedo a semi\u00e1rido y hasta \u00e1rido durante el Tournaisiano Superior hasta el Viseano Medio (Zwan et al., 1985; Wright, 1990). El aporte cl\u00e1stico desde las tierras llanas del interior de Laurusia hacia el Paleo-Tetis estuvo m\u00e1s y m\u00e1s reducido, a tal punto, que los deltas de los r\u00edos retrocedieron temporalmente (Leeder, 1987). Adicionalmente, las amplias bah\u00edas actuaron eficientemente captando el detrito terr\u00edgeno hasta que la cuenca Culm \u201cayun\u00f3\u201d. La \u201cdisoluci\u00f3n\u201d terr\u00edgena de los sedimentos de la cuenca se disminuy\u00f3 y, consecuentemente, la alta bioproducci\u00f3n ecuatorial de radiolarios ocasion\u00f3 el dep\u00f3sito de fangos de radiolarios relativamente puros bajo condiciones an\u00f3xicas de fondo oce\u00e1nico (el plancton calc\u00e1reo altamente competitivo estuvo ausente hasta el Tri\u00e1sico). La resultante Formaci\u00f3n Pedernal Negro est\u00e1 caracterizada por una tasa de sedimentaci\u00f3n de aproximadamente 2 mm\/1,000 a\u00f1os (postcompactacional, Gursky, 1992; la Formaci\u00f3n Lutita Alum Inferior: 8 mm\/1,000 a, Jackson, 1985).<\/p>\n La alta producci\u00f3n de carbonato en la Caliza Carbon\u00edfera result\u00f3 en el dep\u00f3sito de calciturbiditas relativamente proximales en \u00e1reas de pendientes que se interdigitaban con las facies Culm (Franke et al., 1975). Las calciturbiditas est\u00e1n localmente intercaladas en la Formaci\u00f3n Pedernal Negro alrededor de altos de intracuenca (ruinas de arrecifes dev\u00f3nicos), donde la producci\u00f3n de carbonato se recuper\u00f3 temporalmente en baj\u00edos. En el Macizo Rhenano y al oeste de las Monta\u00f1as del Harz el volcanismo \u201cDeckdiabas\u201d regionalmente modific\u00f3 el espesor y las facies de las formaciones Lutita Alum Inferior y Pedernal Negro, y caus\u00f3 adem\u00e1s la formaci\u00f3n de mineralizaciones ferrosas Lahn-Dill y mineralizaciones locales de manganeso.<\/p>\n La Formaci\u00f3n Pedernal Negro pasa a la Formaci\u00f3n Pedernal P\u00e1lido o la Formaci\u00f3n Caliza Sil\u00edcea a trav\u00e9s de un intervalo de estratos alternados blancos y grises que representan aproximadamente 0.5-2 Ma. Esto se combin\u00f3 con un cambio de facies notable: las capas tob\u00e1ceas son intercaladas de manera creciente y bien identificadas, especialmente hacia el sureste del Macizo Rhenano y de las Monta\u00f1as del Harz (Zona Dill-Innerste). El complejo de Elbingerode, una estructura de diabasa-arrecife en el centro de las Monta\u00f1as del Harz, fue una isla volc\u00e1nica con erupciones suba\u00e9reas durante el Viseano Inferior a Medio. Probablemente fue responsable de muchas capas tob\u00e1ceas en la Cuenca Culm. En el \u00e1rea de Elbingerode, las formaciones Lutita Alum Inferior Alum y Pedernal Negro est\u00e1n generalmente ausentes, mientras que la Formaci\u00f3n Pedernal P\u00e1lido est\u00e1 remplazada por tefra de grano relativamente grueso (parte de la Formaci\u00f3n B\u00fcchenberg).<\/p>\n Sobre todo calciturbiditas poco concentradas intercaladas con sedimentos biosiliceos y cl\u00e1sticos de grano fino, constituyen la Formaci\u00f3n Caliza Sil\u00edcea. En el Viseano Medio, esta formaci\u00f3n fue depositada alrededor de los umbrales calc\u00e1reos de intracuenca, parcialmente desconocidos, primero en el norte y noreste del Macizo Rhenano y luego en partes del sureste. Las \u201cpraderas\u201d de crinoides contempor\u00e1neos indican una recolonizaci\u00f3n temporal de esos baj\u00edos (por ejemplo, el complejo de atol\u00f3n de Attendorn-Elspe). El nivel del mar era a\u00fan suficientemente alto como para favorecer turbiditas causadas por producci\u00f3n de carbonato en \u00e1reas marinas someras. Incluso algunos flujos de escombros canalizados (por ejemplo, \u201cBrecha Schlagwasser\u201d en la regi\u00f3n de Warstein) y fisuras sismog\u00e9nicas est\u00e1n localmente presentes indicando alguna actividad tect\u00f3nica. La producci\u00f3n eficiente de carbonatos en aguas someras est\u00e1 tambi\u00e9n evidenciada por un dep\u00f3sito constante de calciturbiditas en el noroeste del Macizo Rhenano (parte superior de la Caliza Velbert). Herbig (1998) incluso postul\u00f3 un pulso transgresional en el Viseano Tard\u00edo como lo indica la presencia de la \u201cCaliza crenistria\u201d en el Macizo Rhenano.<\/p>\n No obstante, durante el Viseano Tard\u00edo, el colapso de la sedimentacion marina abierta en la Cuenca Culm\u00a0es anunciada: los intervalos de lutita negra dentro de los metros m\u00e1s superiores de la formaci\u00f3n Caliza Sil\u00edcea representan condiciones an\u00f3xicas temporales en aguas de fondo y, posteriormente, hacia arriba de la secci\u00f3n, los estratos sil\u00edceos y calc\u00e1reos son cont\u00ednuamente reemplazados por estratos lut\u00edticos grises y negros. En esta Formaci\u00f3n Transicional Sil\u00edcea, las tasas de sedimentaci\u00f3n se elevan hasta aproximadamente 8 mm\/1,000 a (Jackson, 1985) debido a un influjo de cl\u00e1sticos finos. El nivel del mar baj\u00f3 y el clima se torn\u00f3 m\u00e1s h\u00famedo, lo cual result\u00f3 en la reducci\u00f3n temporal de la producci\u00f3n de carbonatos sobre los altos topogr\u00e1ficos intracuenca y la ausencia de calciturbiditas. Otros efectos fueron el incremento en la erosi\u00f3n terrestre, donde los r\u00edos de Laurussia supl\u00edan m\u00e1s detritus a los complejos prodelta progradantes (Leeder, 1987), y el angostamiento de las plataformas continentales. Como resultado, se favoreci\u00f3 el aporte cl\u00e1stico hacia la Cuenca Culm.<\/p>\n La sedimentation pel\u00edtica fue a\u00fan m\u00e1s estimulada, sin embargo, por el angostamiento progresivo de la cuenca debido a la convergencia acelerada entre Laurussia y Gondwana. La Orogenia Var\u00edscica se desarroll\u00f3 hacia el norte y sus partes emergentes surestes fueron cont\u00ednuamente erosionadas, lo que ocasion\u00f3 el comienzo del estado flysch en la cuenca. Adicionalmente, el t\u00e9rmino de la sedimentaci\u00f3n biosil\u00edcea fue probablemente debido a la reducci\u00f3n de la circulaci\u00f3n oce\u00e1nica causada por la interrupci\u00f3n de las corrientes ricas en nutrientes hacia el oeste, desde el Paleo-Tetis ecuatorial, resultando en el cese de la producci\u00f3n de radiolarios. Las partes restantes occidentales y medias del Paleo-Tetis, incluyendo la angostada Cuenca Culm, se convirti\u00f3 en un golfo elongado del este del Paleo-Tetis con eventos an\u00f3xicos. La secuencia flysch del Culm empieza con la mon\u00f3tona Formaci\u00f3n Pizarras Culm (\u201cKulm-Tonschiefer\u201d; Viseano Cuspidal). Estas pelitas pasan secci\u00f3n arriba a la formaci\u00f3n Grauvacas Culm (\u201cKulm-Grauwacken\u201d) con una tasa de sedimentaci\u00f3n de 100 mm\/1,000 a (Jackson, 1985) equivalente a una denudaci\u00f3n de 180 m\/Ma (Schrader, 2000). En el margen norte del Macizo Rhenano y en el \u00e1rea del Ruhr, el flysch grada a una potent\u00edsima secuencia de molasa con contenido de carb\u00f3n causada por el cierre orog\u00e9nico de la cuenca y una baja dr\u00e1stica del nivel mundial del mar, debido al comienzo de la glaciaci\u00f3n permocarbon\u00edfera.<\/p>\n AGRADECIMIENTOS<\/p>\n Agradezco mucho el apoyo financiero de parte de la Deutsche Forschungsgemeinschaft (Gu 289\/2\/3\/5). Doy mis gracias especialmente a M. Amler, P. Bender, A.\u00a0Braun, H.G. Herbig, H. J\u00e4ger y R. Schmidt Effing, as\u00ed como postumamente a M. Horn, E. Thomas y W. Zimmerle por informaciones sobre localidades, muchas discusiones y salidas estimulantes al campo. Agradezco a W. Blendinger, C. Brauckmann, M.M. Gursky y M. Mutz por sus valiosos comentarios sobre versiones anteriores de este manuscrito. El apoyo t\u00e9cnico fue especialmente otorgado por los Institutos Geol\u00f3gicos de las universidades de Marburg, Darmstadt y Clausthal. Asistencia t\u00e9cnica adicional provino de E. Puppel y E. Wettengl.<\/p>\n * Universit\u00e4t Clausthal, Leibnizstr, Alemania. Contacto: gursky@geogie.tu-clausthal.de<\/p>\n REFERENCIAS<\/strong><\/p>\n Bless, M.J.M., Bouckaert, J., Paproth, E. (1987). Fossil assemblages and depositional environments: limits to stratigraphical correlations.- In: Miller, J., Adams, A.E. & Wright, V.P. (Eds.). European Dinantian environments. 61-73; Chichester (Wiley).<\/p>\n Braun, A., Gursky, H.J. (1991). Kieselige Sedimentgesteine des Unterkarbons im Rhenoherzynikumeine Bestandsaufnahme. Geologica et Palaeontologica, 25: 57-77; Marburg.<\/p>\n Braun, A., Schmidt Effing, R. (1993). Biozonation, diagenesis and evolution of radiolarians in the Lower Carboniferous of Germany. Mar. Micropal., 21: 369-383; Amsterdam.<\/p>\n Dehmer, J., et al. (1989). Die vulkanisch-kieselige Gesteinsassoziation am Beispiel der unterkarbonischen Kieselschiefer am Ostrand des Rheinischen Schiefergebirges. 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Dichas rocas se encuentran distribu\u00eddas en cinco unidades litoestratigr\u00e1ficas: la […]<\/p>\n","protected":false},"author":2,"featured_media":6699,"comment_status":"closed","ping_status":"closed","sticky":false,"template":"","format":"standard","meta":{"_monsterinsights_skip_tracking":false,"_monsterinsights_sitenote_active":false,"_monsterinsights_sitenote_note":"","_monsterinsights_sitenote_category":0,"footnotes":""},"categories":[27],"tags":[],"class_list":["post-6681","post","type-post","status-publish","format-standard","has-post-thumbnail","hentry","category-investigacion"],"_links":{"self":[{"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=\/wp\/v2\/posts\/6681","targetHints":{"allow":["GET"]}}],"collection":[{"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=\/wp\/v2\/posts"}],"about":[{"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=\/wp\/v2\/types\/post"}],"author":[{"embeddable":true,"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=\/wp\/v2\/users\/2"}],"replies":[{"embeddable":true,"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=%2Fwp%2Fv2%2Fcomments&post=6681"}],"version-history":[{"count":5,"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=\/wp\/v2\/posts\/6681\/revisions"}],"predecessor-version":[{"id":6703,"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=\/wp\/v2\/posts\/6681\/revisions\/6703"}],"wp:featuredmedia":[{"embeddable":true,"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=\/wp\/v2\/media\/6699"}],"wp:attachment":[{"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=%2Fwp%2Fv2%2Fmedia&parent=6681"}],"wp:term":[{"taxonomy":"category","embeddable":true,"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=%2Fwp%2Fv2%2Fcategories&post=6681"},{"taxonomy":"post_tag","embeddable":true,"href":"https:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/index.php?rest_route=%2Fwp%2Fv2%2Ftags&post=6681"}],"curies":[{"name":"wp","href":"https:\/\/api.w.org\/{rel}","templated":true}]}}![\"\"](\"http:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/wp-content\/uploads\/2017\/05\/fig_1_configuracion_pelocontinental.jpg\")
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3. Presencia de rocas del Carbon\u00edfero Inferior en el Macizo Rhenano y las Monta\u00f1as
del Harz (oeste y centro de Alemania). \u00c1reas con rocas sil\u00edceas aflorantes est\u00e1n sombreadas.<\/p><\/div>\n![\"\"](\"http:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/wp-content\/uploads\/2017\/05\/fig_4_litoestratigrafia_esquematica.jpg\")
4. Litoestratigraf\u00eda esquem\u00e1tica desde el Tournaisiano basal hasta el Viseano Tard\u00edo en el corte representativo del cerro Rottenberg (cantera abandonada y corte adyacente de carretera entre los pueblos de Adorf y Flechtdorf, Macizo Rhenano Oriental). V\u00e9ase la explicaci\u00f3n de la secuencia en el texto; detalles en Gursky (1992).<\/p><\/div>\n![\"\"](\"http:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/wp-content\/uploads\/2017\/05\/fig_5_aspecto_representativo_pedernal_negro.jpg\")
![\"\"](\"http:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/wp-content\/uploads\/2017\/05\/fig_6_muestras_petrograficas.jpg\")
de la Cuenca Culm alemana. A: radiolarita negra (Formaci\u00f3n Pedernal Negro, detalle en la figura 7); B: radiolarita gris-verdosa (Formaci\u00f3n Pedernal P\u00e1lido) con l\u00e1mina roja centrim\u00e9trica
de toba silicificada (n\u00f3tense las deformaciones diagen\u00e9ticas en su base debido al asentamiento diferencial durante la dehidrataci\u00f3n); C: pedazo de capa sil\u00edceo-carbonatada (Formaci\u00f3n Caliza Sil\u00edcea). La parte superior es radiolarita gris, la inferior es una turbidita calc\u00e1rea de grano fino, moderadamente silicificada; D: superficie de capa de una radiolarita espicul\u00edtica originalmente de color verdoso (Formaci\u00f3n Pedernal P\u00e1lido). La muestra est\u00e1 corroida (= blanqueada) con HF, \u00e1cido fluorh\u00eddrico, y se destaca un conjunto de esp\u00edculas de esponja sil\u00edcea (= rayitos oscuros) en la superficie.<\/p><\/div>\n![\"\"](\"http:\/\/cienciauanl.uanl.mx\/wp-content\/uploads\/2017\/05\/FIG_7_microestratificacion_tipica.jpg\")
Pedernal Negro (foto de una secci\u00f3n delgada de aproximadamente
4 x 2 cm, mirada con luz no polarizada).<\/p><\/div>\n