TEXTO COMPLETO - Universidad Central de Venezuela
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TRABAJO ESPECIAL DE GRADO ESTRATIGRAFÍA DE LA FORMACIÓN QUERECUAL, ISLA CHIMANA GRANDE, ESTADO ANZOÁTEGUI Trabajo Especial de Grado Presentado ante la Ilustre Universidad Central de Venezuela por la Br. Solórzano Alcalá, Verioska V.E. Para optar al titulo de Ingeniero Geólogo Caracas, Junio de 2005 TRABAJO ESPECIAL DE GRADO ESTRATIGRAFÍA DE LA FORMACIÓN QUERECUAL, ISLA CHIMANA GRANDE, ESTADO ANZOÁTEGUI Tutor académico: Prof. Padrón, Víctor Tutor industrial: Lic. De Cabrera, Sandra Trabajo Especial de Grado Presentado ante la Ilustre Universidad Central de Venezuela por la Br. Solórzano Alcalá, Verioska V.E. Para optar al titulo de Ingeniero Geólogo Caracas, Junio de 2005 AGRADECIMIENTOS A la Ilustre Universidad Central de Venezuela, Facultad de Ingeniería, Escuela de Geología, Minas y Geofísica por contribuir en mi formación académica y personal. A la Gerencia de Exploración y Producción de PDVSA División Oriente (Laboratorio Geológicos) e INTEVEP y todo el personal que en ella labora, ya que su colaboración técnica fue de gran ayuda para el desarrollo de este trabajo. Al profesor Víctor Padrón, tutor académico de este trabajo, el cual siempre estuvo al pendiente, compartiendo parte de sus conocimientos y sirviendo como guía durante el desarrollo del presente trabajo. A la Lic. Sandra de Cabrera, tutor industrial, quien estuvo siempre al pendiente de los avances de la tesis…A la profesora Celia Bejarano, quien en principio me orientó y facilitó el desarrollo de este proyecto…A la profesora Egleé Zapata, ya que sus consejos a nivel académicos fueron muy acertados. Es un honor para mi agradecerle a mi madre (Carmen Rosa Alcalá), por toda la educación que ha inculcado desde niña hasta ahora y siempre, este trabajo representa la culminación de una meta personal, la cual se que a ti madre mía te llenara de satisfacción. No puedo dejar de mencionar a mis otras dos madres mis tías, Luisa Alcalá y Venecia Alcalá. Mis hermanos Enrique, Felix, Elías y Eduardo, debo agradecer lo pendiente que siempre estuvieron, a pesar de la distancia que nos separaba. Hay muchos amigos que intervinieron en el desarrollo de este trabajo desde sus inicios hasta el final. Gracias Alejandro Machado, mi compañero de oficina quien siempre me ofreció su colaboración desinteresadamente y siempre estuvo allí dándome consejos acertados, tu compañía en Puerto la Cruz, fue una de las mejores cosas que me pudo pasar estando allá. No puedo dejar a un lado la colaboración prestada por Alicia Pérez y Katty Ramírez, quienes me ayudaron en los primeros días de campo, sin dejar de mencionar a mis dos compañeros de campo Antulio y Johan.A mis amigas (os): Liliana Urbina, Romina Reyes, M. Antonieta, Milangela, Orleth Tortolero, Gaudy, Arauci, Solange, M. Carolina, Hildemaro, William, José Leonardo que siempre han estado a mi pendiente, brindandome su amistad y colaboración. Muchas gracias a todos..…¡DE VERDAD!…(espero no se me haya olvidado nadie). ii Solórzano A., Verioska V., ESTRATIGRAFÍA DE LA FORMACIÓN QUERECUAL, ISLA CHIMANA GRANDE, ESTADO ANZOÁTEGUI Tutor Académico: Prof. Víctor Padrón., Tutor Industrial: Lic. Sandra de Cabrera. Tesis. Caracas, U.C.V. Facultad de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Departamento de Geología. Año 2005, 75 p. Palabras claves: Formación Querecual, Cretácico, Quimioestratigrafía, Paleoecología (estrategia de vida). Resumen. La Formación Querecual es la principal roca madre del petróleo del Oriente de Venezuela, de allí la importancia de conocer todas las características geológicas que la definen. Este estudio se realizó al noreste de Venezuela, específicamente en la Isla Chimana Grande (sector La Cienaguita), estado Anzoátegui. El objetivo principal de este trabajo es analizar la litoestratigrafía, bioestratigrafía y geoquímica (carbono orgánico total COT y contenido de CaCO3) de la sección comprendida entre los 250 y 460 m de la parte superior de la Formación Querecual, con la finalidad de calibrar la data quimioestratigráfica con la data bioestratigráfica, determinar condiciones paleoambientales de su depositación y determinar su edad. El afloramiento estudiado consiste de una sección de 214 m de espesor representado por una alternancia de lodolitas calcáreas “mudstone”, calizas lodosas “wackestone” y calizas lodo granulares “packstone” finamente laminados con presencias de concreciones y nódulos paralelos a la estratificación. Los efectos diagenéticos observados pertenecen a un dominio de diagénesis temprana donde predominan los efectos físico-químicos, en condiciones reductoras y están representados por procesos de mineralización: silicificación, fosfatización y piritización. Todos estos procesos de mineralización son productos de las condiciones del medio y la presencia de materia orgánica. Mediante el análisis petrográfico se definieron 8 microfacies: “Mudstone” de Foraminíferos Plánctico (M1), “Mudstone” de Foraminíferos Pláncticos y Radiolarios (M2), “Mudstone” de Foraminíferos Pláncticos y Bénticos (M3), “Wackestone” de Foraminíferos Pláncticos (M4), “Wackestone” de Foraminiferos Pláncticos y Bénticos (M5), Packstone de Foraminíferos Pláncticos (M6), “Packstone” de Foraminíferos Pláncticos y Bénticos (M7) y Micrita Arenosa (M8). El conjunto faunal plánctico está representado por una abundancia de los géneros oportunista: Heterohelix, Schackoina, Whitenella, Hastigerinella Hedbergella y Globigerinelloides. En menor proporción se tienen los géneros especialistas: Helvetoglobotruncana, Marginotruncana, Dicarinella, Contusotruncana y Globotruncana; lo cual refleja las condiciones eutróficas del medio. La fauna béntica se encuentra a partir de la parte media de la sección, específicamente los géneros: Bulimina, Bolivina, Gavelinella, Siphogenerinoide, y Lenticulina. La edad de la secuencia se estableció entre el Turoniense tardío (Zona Marginotruncana sigali – Dicarinella primitiva) y Santoniense (Zona Dicarinella asymetrica). En base al análisis de la abundancia de la fauna plánctica se identificaron tres eventos paleoecológicos importantes: uno de “stasis”o quietud durante el Turoniense tardío – Coniaciense, otro de diversificación en el Santoniense y el último está relacionado con el iii cambio morfológico que sufren los heterohelicidos que se evidencia en un aumento significativo de tamaño durante el Santoniense. Los valores de COT muestran que durante el Coniaciense – Santoniense se registran las mayores concentraciones de materia orgánica, lo que se reporta en este trabajo con el evento anóxico OAE3, haciendo notar que durante el Santoniense (Zona Diacarinella asymetrica), específicamente entre los 130 y 190 m, se registran los valores mas altos de acumulación de materia orgánica y representa, en la sección estudiada, las condiciones idóneas de mínimo oxígeno para la acumulación de ésta. Esta misma respuesta de los valores de COT han sido reportados en la Formación La Luna en el occidente de Venezuela. iv ÍNDICE GENERAL Pág. AGRADECIMIENTOS ii RESUMEN iii I. INTRODUCCIÓN 1 1.1. Objetivo General 1 1.2. Objetivos Específicos 1 1.3. Ubicación 1 1.4. Planteamiento del Problema 2 1.5. Trabajos Previos 2 1.6. Metodología 4 CAPITULO II GEOLOGÍA REGIONAL 9 2.1. Evolución Geodinámica 9 2.1.1. Fase Pre-rift 9 2.1.2. Fase de Rifting 10 2.1.3. Fase de Margen Pasivo 10 2.1.4. Fase de Colisión Oblicua 12 2.2. Estratigrafía Cretácica en la cuenca Oriental 14 CAPITULO III GEOLOGÍA LOCAL 17 3.1. Area de estudio 17 3.2. Litoestratigrafía Local CAPITULO IV SEDIMENTOLOGÍA 23 v 4.1. Introducción 23 4.2. Petrografía 24 4.3. Descripción de la sección en estudio 25 4.4. Microfacies 26 4.4.1. “Mudstone” de Foraminíferos Pláncticos 26 4.4.2. “Mudstone” de Foraminíferos Pláncticos y Radiolarios 26 4.4.3. “Mudstone” de Foraminíferos Pláncticos y Bénticos 26 4.4.4. “Wackestone” de Foraminíferos Pláncticos 26 4.4.5. “Wackestone” de Foraminíferos Pláncticos y Bénticos 26 4.4.6. “Packstone” de Foraminíferos Pláncticos 28 4.4.7. “Packstone” de Foraminíferos Pláncticos y Bénticos 28 4.4.8. Micrita Arenosa 28 4.5. Distribución de las microfacies 28 CAPITULO V DIAGÉNESIS 30 5.1. Introducción 30 5.2.Características Mineralogícas y Texturales 30 5.2.1. Matriz 30 5.2.2. Fósiles 32 5.2.3. Minerales Autigénicos 33 5.2.3.1. Calcita 33 5.2.3.2. Fosfatos 33 5.2.3.3. Silice 34 5.2.3.3.1-. Cuarzo Cristalino 34 5.2.3.3.2-. Sílice amorfa 35 5.2.3.4. Pirita 36 5.2.3.5.Barita 36 5.3. Procesos Diagenéticos 37 5.3.1. Procesos Orgánicos 37 5.3.2. Procesos Físico-Químicos 37 vi 5.3.2.1. Cementación 37 5.3.2.1.1. Cemento Fibroso 37 5.3.2.1.2. Cemento de calcita equidimensional (“Blocky”) 38 5.3.3. Disolución 39 5.3.4. Procesos Neomórficos 39 5.3.5. Reemplazamiento 40 5.3.5.1. Fosfatización 41 5.3.5.2. Silicificación 42 5.3.5.3. Piritización 44 5.3.6. Concreciones 45 5.3.7. Nódulos 46 5.3.8. Compactación Física 46 5.3.9. Fracturas 47 5.3.10. Porosidad 47 5.4. Etapa Diagenética y Paragénesis 48 5.4.1. Etapa diagenética 48 5.4.2. Paragenésis 48 CAPITULO VI 51 PALEONTOLOGIA Y EDAD 51 6.1. Introducción 51 6.2. Paleontología y Edad 51 6.2.1. Foraminíferos Pláncticos 51 6.2.2. Foraminíferos Bénticos 53 6.2.3. Radiolarios 54 6.2.4. Bivalvos 54 6.3. Edad 58 6.4. Paleontología y Estrategia de Vida 60 6.5. Paleobatrimetría vii CAPITULO VII QUIMIOESTRATIGRAFÍA 62 7.1. Introducción 62 7.2. Distribución Porcentual del CaCO3 62 7.3. Carbono Orgánico Total (COT) 62 7.4. Correlación con la Formación La Luna. 64 RESULTADOS Y CONCLUSIONES 8.1. Conclusiones 67 RECOMENDACIONES 69 REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS 70 ANEXO 1 viii ÍNDICE DE FIGURAS Y TABLAS Pág. Fig. 1. Localización del área de estudio. 1 Fig. 2. Molino pulverizador de muestras 5 Fig. 3. Equipo titulador de muestras. 6 Fig. 4. Equipo para determinar COT. 7 Fig. 5. Columna estratigráfica de las formaciones del noreste de la Serranía del Interior. 12 Fig. 6. Perfil de la Serranía del Interior. 13 Fig. 7. Localización geográfica del área de estudio. 17 Fig. 8. Vista de la parte inferior de la sección en estudio. 18 Fig. 9. Vista de la parte superior del área en estudio. 18 Fig. 10. Concreciones. 19 Fig. 11. Caliza lodosa y nódulos de pirita oxidados. 20 Fig. 12. Vetas de calcita paralelas y perpendiculares a la laminación. 20 Fig. 13. Lodolita calcárea “mudstone” 21 Fig. 14. Columna litoestratigráfica de campo. 22 Fig. 15. Clasificacion de Mount (1985). 25 Fig. 16. Porcentaje de ocurrencia de los litotipos lodosos. 25 Fig. 17. Columna litoestratigráfica de la sección estudiada en la isla 27 Chimana. 29 Fig. 18. Microfacies. Fig. 19. Fotomicrografía de la composición de la matriz. Fig. 20. Diferentes tonos presentados por la matriz. Fig. 21. Fotomicrografía de cámaras de foraminíferos Fig. 22. Fotomicrografía de cementos carbonático tipo “blocky”. Fig. 23. Fotomicrografía de fosfato. Fig. 24. Fotomicrografía de niveles fosfáticos. Fig. 25. Fotomicrografía de cuarzo monocristalino. ix 31 32 32 33 34 34 35 Fig. 26. Imagen SEM de la composición carbonatica y silícia. 35 Fig. 27. Imagen BSE y espectro de cristal de pirita. 36 Fig. 28. Imagen BSE y espectro de barita (sulfato de bario). Fig. 29. Cemento fibroso. 36 Fig. 30. Cemento “blocky” rellenando cámaras de un foraminíferos 38 plánctico. 38 Fig. 31. Disolución parcial de la concha de un foraminíferos. Fig. 32. Fragmento de Inoceramus sp. con neomorfismo. 39 Fig. 33. Matriz fosfática y aros de apatito. 40 Fig. 34. Imagen de BSE, donde se observa el reemplazo parcial de la 41 matriz carbonática por sílice. 43 Fig. 35. Imagen de BSE, morfología de la matriz de composición sílice y calcio. 43 Fig. 36. Mapas de distribución de elementos: calcio y sílice. Fig. 37. Imagen BSE, de cristal de pirita. 44 Fig. 38. Fracturas paralelas y perpendiculares a la laminación. 45 Fig. 39. Porosidad. 47 Fig. 40. Distribución de efectos diagenéticos en tiempo de los 47 carbonatos lodosos. Fig. 41. Foraminíferos pláncticos identificados en la sección. 50 Fig. 42. Foraminíferos bénticos. 52 Fig. 43. Fotomicrografía de radiolarios. 53 Fig. 44. Fragmento de bivalvo (Inoceramus sp.) 54 Fig. 45. Especies índices y otras marcadoras de edad 54 Fig. 46. Distribución en tiempo de la fauna de foraminífero pláncticos 57 según su estrategia de vida Fig. 47. Diferencia de tamaño entre los Heteroehix 59 Fig. 48. Cuadro resumen de las características físico – químicas y 60 paleontológicas. 65 Fig. 49. Cuadro de correlación con la Formación La Luna x Tabla 1. Clasificación de Dunham (1962) 66 Anexo 1 23 xi CAPÍTULO I INTRODUCCIÓN Objetivo General Analizar la litoestratigrafía, bioestratigrafía y geoquímica de la sección comprendida entre los 250 y 460 m de Formación Querecual medidos desde el contacto inferior con la Formación Chimana, que aflora en la Isla Chimana Grande, (sector La Cienaguita) con el fin de hacer un trabajo de estratigrafía de alta resolución calibrando la data quimioestratigráfica obtenida de los análisis carbono orgánico total (%COT) y contenido de carbonato de calcio (%CaCO3) con la data bioestratigráfica. Objetivos Específicos Realizar el estudio litoestratigráfico, con el fin de determinar condiciones de sedimentación y etapa diagenética. Analizar la fauna diagnóstica para determinar la edad y las condiciones paleoecológicas (estrategias de vida de la microfauna). Calibrar la data quimioestratigráfica con los resultados obtenidos del estudio bioestratigráfico y posteriormente integrar estos resultados. 1.3-.Ubicación Geográfica La isla Chimana Grande, se encuentra ubicada en el mar Caribe, al norte de Puerto La Cruz, Estado Anzoátegui. (Fig. 1) Fig 1. Mapa de localización geográfica del área de estudio. 1 1.4-. Planteamiento del Problema La zona de estudio (Isla Chimana Grande) fue seleccionada con el fin de realizar un trabajo detallado en cuanto a litología, bioestratigrafía y geoquímica en la sección de la Formación Querecual que allí aflora. Margotta & Ramírez (2004) muestrearon y analizaron los primeros 250 m desde el contacto de la Formación Chimana con la Formación Querecual. El siguiente trabajo pretende continuar el estudio de la sección que aflora en la isla, para observar los cambios en cuanto a procesos diagenéticos, contenido faunal y carbón orgánico total, para obtener condiciones paleoambientales y paleoclimáticas. La importancia de este tipo de trabajo de investigación es importante ya que logra integrar estas tres herramientas de la geología para obtener un estudio estratigráfico de alta resolución. Cabrera et al. (1999), ha estudiado dicha sección integrando la bioestratigrafía con la quimioestratigrafía. El presente estudio mejoraría la resolución estratigráfica con un intervalo de muestreo más corto que el utilizado por el autor anteriormente citado. Con este T.E.G, se pretende terminar de caracterizar, la seccion de la Formación Querecual que aflora en la isla Chimana Grande, sector la Cienaguita, Estado Anzoátegui. 1.5-.Trabajos Previos Arthur & Schlanger (1979). Realizaron estudios en sedimentos marinos con zonas de oxígeno mínimo caracterizadas por alto contenido de carbono orgánico, evidenciando los eventos anóxicos (OAEs). Su propósito fue identificar rocas madres cretácicas generadoras de grandes reservas de hidrocarburo.. Calvert (1987). Investigó concentraciones de materia orgánica en los depósitos marinos como componentes esenciales de los controles oceanográficos, producción primaria y tasa de sedimentación. Leckie (1987). Caracteriza las condiciones paleoecológicas del Cretácico a través del estudio de foraminíferos pláncticos y divide la columna de agua según tres tipos de hábitats. 2 Tucker & Wright (1990). Realizaron estudios en calizas pelágicas para reconocer horizontes ricos en materia orgánica. Parnaud et al. (1995). Proponen la historia geológica para el Oriente de Venezuela y la asocia a unas series de secuencias depositacionales, cada una correspondiente a una fase tectónica determinada en la evolución de la cuenca. Sliter (1995). Establece un catálogo para examinar a través de secciones delgadas las distintas morfologías de los foraminíferos pláncticos del Cretácico. Villamil & Pindell (1998). Presentan la evolución del norte de Sur América durante el Mesozóico mediante modelos paleogeográficos a través de mapas. Cabrera et al. (1999). Establecen una relación quimioestratigráfica y bioestratigráfica de la Formación Querecual en el oriente de Venezuela. Di Croce (1999). Estudió la cuenca oriental de Venezuela a través de la estratigrafía secuencial en sedimentos tanto costa afuera como continentales, proponiendo un modelo de evolución geodinámico para dicha cuenca. Premoli Silva & Sliter (1999). Realizan una interpretación de la paleoceanografía del Cretácico, basándose principalmente en el desarrollo evolutivo de los foraminíferos pláncticos. Jenkyns (2002). Estudia las causas y consecuencias de los eventos anóxicos a través de estudios de carbono orgánico, isótopos estables y palinología. Bautista y Borneo (2003). Establecieron la diagénesis de la Formación Querecual en la sección de Chimana Grande. Margotta & Ramírez (2004). Realizaron una caracterización quimioestratigráfica de la sección basal de la Formación Querecual, en la isla Chimana. Zapata (2003). Determinó el impacto de la diagénesis y su relación con la señal isotópica de los carbonatos de la Formación La Luna. 1.6-.Metodología El trabajo se dividió en cuatro etapas, las cuales se muestran a continuación: Etapa de Pre-campo: consistió en una revisión bibliográfica con el fin de recopilar información de trabajos previos realizados sobre la Formación Querecual 3 relacionados con la geología estructural, sedimentología, bioestratigrafía y quimioestratigrafía, haciendo mayor énfasis en los estudios más recientes que se hayan realizado en la sección de la isla Chimana Grande. Etapa de campo: el trabajo de campo se realizó durante el mes de octubre del año 2004, para el muestreo se contó con la ayuda de dos técnicos del Laboratorio Geológico de la Gerencia de Exploración, División Oriente. Durante el periodo de campo se levanto la columna estratigráfica de la sección y paralelamente se tomaron las muestras para el análisis sedimentologíco, bioestratigráfico y quimioestratigráfico. El intervalo de muestreo fue de 0,6 m utilizando el mismo intervalo que Margotta & Ramírez (2004). Las muestras para % COT y % CaCO3, se seleccionaron cada 3 m. Siendo el espesor total de la columna de 214 metros y recolectándose 297 muestras en total. Etapa de laboratorio, realizada en los laboratorios pertenecientes a PDVSA ubicados en INTEVEP y PDVSA- División Oriente, Laboratorio Geológico El Chaure, ubicado en Puerto La Cruz Estado Anzoátegui. Para los análisis geoquímicos se seleccionaron 76 muestras distribuidas en la columna de base a tope con un espaciado sistemático de tres metros. Para realizar los análisis antes mencionados es necesario que las muestras estén pulverizadas, para ello se trituraron en un mortero y luego pulverizarlas se pulverizaron en un molino Shatterbox modelos: 8500-115/ 8500 (Fig.2) Obteniendo 50 g de muestras, de las cuales 15 g se utilizaron en el laboratorio de Geoquímica, para ser tratado posteriormente. 4 Fig.2-. Molino pulverizador de muestras, marca Shatterbox modelos: 8500-115/ 8500 La metodología empleada para la obtención de la concentración de Carbono Orgánico Total (%COT) y Carbonato de Calcio (%CaCO3), seguido por el laboratorio de Geoquímica de INTEVEP consistió: (a) De la muestra pulverizada se procede a pesar 400 miligramos en un beaker de 100 ml. (b) Después, se agregó ácido clorhídrico (HCl) para que reaccione con la muestra y se coloca en una plancha de calentamiento. Posteriormente se deja enfriar. (c) Se titula una solución de hidróxido de sodio (NaOH) con un equipo titulador marca Metrohm 785 titrino con capacidad para once (11) muestras. (Fig. 3) 5 Fig.3-.Equipo Titulador de muestras marca Metrohm, con capacidad para once muestras (d) Se decanta por cuarenta y cinco (45) minutos; luego, se filtra la solución mediante unos crisoles porosos marca Leco N° 528-028. Esto se coloca en un horno a unos 45°C durante veinte y cuatro (24) horas. (e) Para obtener el porcentaje de carbono orgánico total se pasa el crisol por el equipo marca Leco CS 400. Para la obtención del Porcentaje de Carbono Orgánico Total (%COT) la metodología se describe a continuación: (a)Al crisol refractario con el residuo sólido libre de carbonato se le añaden tres (3) medidas de Lecocel II, el cual es un acelerador de combustión para determinación de C y S, también se le agregan dos (2) medidas de catalizador de hierro. (b) Se corre el estándar, por lo menos cinco (5) veces, para obtener estabilidad en la señal del valor obtenido. 6 (c) Las muestras se procesarán, luego de la calibración del equipo, durante unos quince (15) minutos. Posteriormente, el equipo arrojará automáticamente el porcentaje de carbono orgánico total (COT) de la muestra analizada. (Fig. 4). Fig.4-. Estación de trabajo para determinar automáticamente los valores de %COT y %CaCO3. Para obtener la composición mineralógica de las muestras recolectadas en campo, se seleccionaron 10 muestras distribuidas aleatoriamente en toda la columna, tomando en cuenta la diferencia de colores que existían entre ellas. Dicho análisis se realizaron en laboratorios pertenecientes a INTEVEP, con la supervisión de Onís Rada (técnico en procesos químicos). La preparación de las muestras para microscopia electrónica consta de dos tipos: (a) Secciones petrográficas pulidas (Backscattered “BSE”) (b) Taco de fracción de roca (Scanning Electron Microscopy “SEM”) (a) La sección petrográfica pulida, primero debe ser recubierta con varios abrasivos, alúmina 1, alúmina –0.3, alúmina –0.05, posteriormente la muestra es pulida en un desionizador, por un tiempo de 12 segundos para eliminar cualquier tipo de residuos de los abrasivos utilizados anteriormente. Una vez pulida la sección fina se procede a introducirla en el aparato recubridor BAL-TEC SCD050, el cual, al alcanzar el vacío necesario, procede a recubrir la muestra con carbono 7 liberado de un hilo al paso de la corriente. Una vez cubierta la sección con carbono ya puede ser introducida al microscopio electrónico. (b) Tacos de fracción de roca: para el estudio de la fracción de la roca el tamaño de los tacos de la roca tiene que ser aproximadamente de 1x1 cm2, esta fracción de roca es adherida a un cilindro de aluminio, para ser introducida en un aparato recubridor BALTEC SCD050, al cual al alcanzar el vacío, recubre por evaporación de un baño iónico la muestra con oro, el tiempo aproximado que se tarda la maquina en recubrir la muestra es de 25 minutos. Posteriormente antes de ser introducida al microscopio electrónico, se le añade en los borde de la muestra resina de grafito para mejorar la conductividad de la muestra. Etapa de Oficina: en esta etapa se realizó el estudio sedimentológico y bioestratigráfico de las 297 muestras recolectadas en campo, además de integrar la data de %COT y %CaCO3 obtenida en el laboratorio. En el estudio sedimentológico, se clasificaron los litotipos lodosos utilizando la clasificación de Dunham et al. (1962) y Mount (1985), además de tomar en cuenta los datos composicionales y textuales que se obtuvieron por microscopia electrónica y describir mejor cuales son los procesos diagenéticos que han afectado a la roca, para determinar su etapa diagenética. El análisis bioestratigráfico, consistió en la identificación en seccion fina de la fauna plánctica que allí estuviese presente, utilizando catálogos para foraminíferos pláncticos en secciones delgadas del Cretácico publicados por Sliter (1989) y Premoli Silva (2004), con el fin de poder datar las rocas estudiadas. En el área de quimioestratigrafia, se integró la data de %COT y %CaCO3. 8 CAPÍTULO II GEOLOGÍA REGIONAL 2.1-.Evolución Geodinámica La Cuenca Oriental de Venezuela está ubicada en la región centro oriental y norte del país ocupando un área aproximada de 160.000 km2 (González de Juana et al. 1980). Fisiográficamente representa un bajo topográfico, y se puede dividir en dos subcuencas: La Subcuenca de Guárico y la Subcuenca de Maturín. Según el modelo propuesto por Eva et al. (1989) la cuenca oriental ha experimentado cuatro fases responsables de su configuración actual, dichas fases son: (a)-. Fase Prerift, la cual transcurrió durante el Paleozóico. (b)-. Fase Rift, desarrollada durante el Jurásico y Cretácico Tardío, asociada con la generación de estructuras tipo graben, la creación del protocaribe y la generación de algunas discordancias importantes. (c)-. Fase de Margen Pasivo: durante el Cretácico-Paleógeno. (d)-. Fase de cuenca antepaís la cual constituye la última fase durante el Neógeno– Cuaternario, caracterizada por el choque oblicuo y diacrónico entre la Placa del Caribe y el Norte de Sudamérica, transformando el margen pasivo en una cuenca ante país “foreland”. 2.1.1-.Fase de Prerift Etapa que ocurre durante el Paleozoico, las formaciones asociadas a este período son las Formación Hato Viejo y la Formación Carrizal, los ambientes en los cuales se depositaron dichas secuencias corresponde a ambientes neríticos y costeros. Las secuencias se encuentran preservadas en los grabens, y están constituidas por areniscas de grano fino a grueso, algunas areniscas calcáreas intercaladas con conglomerados y lutitas. 9 2.1.2-. Fase de Rifting Esta fase ocurre durante el Jurásico Tardío y Cretácico Temprano, en donde se tiene la creación del protocaribe, como resultado de la separación de Norte América y Gondwana, dicha ruptura se generó a través de fallas transformantes. Para este tiempo se tienen depósitos continentales con influencia volcánica representados estratigráficamente por la Formación La Quinta, estos depósitos se encuentran en el Graben de Espino y han sido datados como Jurásico (Feo – Codecido et al. 1984) 2.1.3-. Fase de Margen Pasivo En esta etapa la parte oriental del Norte de Sudamérica se comporta como un margen pasivo durante el Cretácico Tardío hasta el Paleógeno. Según Parnaud et al. (1995) durante este período la depositación estuvo controlada por cambios relativos del nivel del mar, generando secuencias transgresivas, regresivas y agradantes todas en dirección norte sur. Los primeros depósitos del Cretácico Inferior, corresponden a la Formación Barranquín, perteneciente al Grupo Sucre de edad Hauteriviense-Barremiense, la cual estáconformada por areniscas y lutitas de ambiente continental fluvio-deltáico, presentando hacia la parte superior calizas de aguas someras, lo que demuestra influencia marina producto de la subsidencia en el margen continental (Erlich & Barret, 1992) La Formación El Cantil, también perteneciente al Grupo Sucre, está constituida por calizas arrecifales y es equivalente lateral directa de la Formación Chimana, la cual representa una facies más somera (LEV, 1997). Siguiendo el orden estratigráfico tenemos la Formación Querecual perteneciente al Grupo Guayuta que conjuntamente con la Formación San Antonio, está constituida por lutitas y calizas de ambiente marino, ricas en materia orgánica y su acumulación está relacionada con los eventos de anóxia que ocurren durante el Cretácico, el último de estos eventos finaliza en el Campaniense (Erikson & Pindell, 1998). La Formación Querecual marca el máximo de la transgresión marina durante el Cretácico, extendiéndose hacia el norte de las Subcuenca de Guárico y Maturín. El contacto superior de la Formación Querecual es transicional hacia la Formación San Antonio, la cual consiste esencialmente de calizas y lutitas negras, que contiene numerosas 10 capas de areniscas duras de color gris claro y de chert. Una característica típica es la presencia de diques anastomósicos de areniscas (LEV, 1997). Posterior a la sedimentación de la Formación Querecual en la cuenca se observan características de relleno, primero gradualmente, cuya expresión sería la Formación San Antonio y después de forma más rápida con la sedimentación de las arenas de la Formación San Juan (González de Juana et al, 1980). Las areniscas de la parte superior de la Formación San Antonio representan aportes del Cratón de Guayana, los ambientes cambian a aguas más someras hacia el sur, donde pasa por transición lateral a los ambientes neríticos y oxigenados de la Formación San Juan (González de Juana et al, 1980). Hacia finales del Cretácico las aguas se retiran de las zonas meridionales quedando estas sometidas a un largo periodo de erosión, mientras que hacia la serranía se depositan los clastos finos de la Formación Vidoño perteneciente al Grupo Santa Anita. Al igual que la Formación San Juan, la sedimentación de la Formación Vidoño continúa durante el Paleoceno (González de Juana et al, 1980). Esoto se observa con la figura 5. Durante el Paleoceno- Eoceno, se deposita la Formación Guárico hacia la parte central de la cuenca cuya sedimentación se caracteriza por ser tipo turbidítica con la presencia de olistolitos y de abanicos submarinos desarrollados en la zona de “foredeep” al sur del frente de deformación, estas características forman parte de las evidencia del inicio de la colisión oblicua entre la Placa Caribe y la Placa Sudamericana. 11 Figura 5-. Columna Estratigráfica de las formaciones del Noreste de la Serranía del Interior. (Modificada de Erikson & Pindell, 1998) 2.1.4-. Fase de Colisión Oblicua La etapa de margen pasivo finaliza durante el Oligoceno por la colisión entre la Placa del Caribe y la Placa Sudamericana cambiando la configuración de la cuenca a una cuenca ante-país o “foreland” (Parnaud et al, 1995). Durante el Oligoceno y Mioceno sucede una rápida acumulación que fue posible debido a la subsidencia y creación del “foredeep”. La Formación Caratas marca el final de los 12 períodos de sedimentación en un margen pasivo en el noreste de Venezuela, debido a la migración de la Placa Caribe a lo largo de la Placa Suramericana (Erikson & Pindell, 1998). El diacronismo de la carga aplicada en el cinturón de deformación en el borde norte de Sudamérica provoca la migración del “foredeep” hacia el este (Parnaud et al. 1995). Otra consecuencia del choque entre dichas placas es el transporte de unidades alóctonas, las cuales se localizan al sur del frente de deformación. Las areniscas y lutitas de las formaciones Jabillos y Areo representan los primeros depósitos de edad Oligoceno y muestran evidencia de ser depósitos diacrónicos en dirección oeste - este ( Erikson & Pindell, 1998) (Fig 6). Figura 6-. Perfil generalizado de la Serranía del Interior. (Modificado de Erikson & Pindell, 1998) Durante el Oligoceno-Mioceno, se depositan las formaciones Naricual, Carapita y La Pica. La Formación Naricual está compuesta principalmente por lutitas carbonáticas, lutitas arenosas y areniscas de una fase regresiva en aguas dulces a muy salobres, en un sistema deltáico; la suprayacente Formación Carapita, la fue descrita en el subsuelo como lutitas de 13 color gris oscuro a negro y representa facies marinas profundas que pasan lateralmente, hacia los bordes de la cuenca, a facies marinas someras y marginales ( LEV, 1997). La Formación La Pica esta compuesta por lutitas grises, limolitas, con desarrollos importantes de areniscas arcillosas de grano fino; su litología representa un ambiente marino somero cercano a la costa (LEV, 1997). 2.2-.Estratigrafía Cretácica en la Cuenca Oriental Esta secuencia estratigráfica se depositó en un margen pasivo y estuvo controlada por la eustasía. Formación Barranquín (Barremiense ).Según el Léxico Estratigráfico de Venezuela (1997), se compone de areniscas, algunas cuarcíticas, micáceas y caoliníticas, lutitas de colores variables, en parte negras, carbonáceas, con fósiles de plantas bien preservados; calizas de carácter arrecifal, generalmente arenosas y ferruginosas, las cuales se depositaron en un ambiente marino poco profundo hacia la cuenca y a deltáico hacia la plataforma. La parte superior de la Formación Barranquín está compuesta por facies de grano fino que gradan a la Formación Valle Grande. La Formación Valle Grande (Aptiense-Albiense) ha sido definida en su sección tipo como margas, calizas y areniscas glauconíticas ricas en belemnites siendo correlacionable con el Miembro García y en contacto discordante con la Formación Chimana (LEV,1997). Esta formación es la que separa los clásticos de la Formación Barranquín de los carbonatos de la Formación El Cantil, de edad Aptiense- Cenomaniense. Se depositó en un ambiente marino de aguas poco profundas y se caracteriza por la abundancia de calizas fosilíferas macizas de color gris azulado, frecuentemente con aspecto arrecifal, intercaladas con lutitas y areniscas, en su tope; hacia el sur de la cuenca esta en contacto con la Formación Querecual; en tanto que hacia el norte (Pertigalete) es transicional con la Formación Chimana. La Formación Chimana (Albiense), está constituida por una secuencia hemipelágica de lutitas y calizas oscuras, arenosas, con abundante microfauna (LEV, 1997). Dicha formación es señalada también como una secuencia progradacional de poca profundidad 14 que marca la terminación del crecimiento de la plataforma carbonática. El tope de esta formación está marcado por el inicio de un evento transgresivo que se extiende hasta la base de la Formación Querecual. La Formación Querecual ha sido estudiada por muchos autores desde el 1928 hasta la actualidad. El primero en hacer referencia fue Liddle (1928) quien la propuso dentro de la Formación Guayuta. Posteriormente Hedberg (1937) le otorga el nombre de Formación Querecual. La sección tipo de la Formación Querecual aflora en el Río Querecual, en Anzoátegui nororiental y posee un espesor aproximado de 700 m (González de Juana et al. 1980). Litológicamente se compone de calizas arcillosas con estratificación delgada, laminadas y lutitas calcáreas. El color de las calizas y lutitas es típicamente negro, aunque también han sido reportados colores claros (LEV, 1997), en ella han sido descritas concreciones, con forma discoidales, esferoidales y elipsoidales con diámetros entre unas cuantas pulgadas, hasta varios pies (González de Juana et al. 1980). Su contacto inferior es concordante con la Formación Chimana y el superior es transicional con la Formación San Antonio. La unidad es especialmente rica en microfauna, con abundancia de los géneros Hedbergella, Rotalipora, Heterohelix, Clavihedbergella, Rugoglobigerina, y Globotruncana, se reporta la frecuente presencia de Ticinella sp. Según LEV (1997) en trabajos de Furrer y tesistas del Departamento de Geología de la UCV mencionan la aparición de: Bolivina, Bulimina, Neobulimina, además de mencionar la presencia de radiolarios y ocasionales espiculas de esponjas. La edad reportada para la Formación Querecual es Albiense tardío - Santoniense, y es correlacionable con la Formación La Luna en el Occidente del país. El ambiente depositacional de dicha formación fue marino (oceánico) euxínico, pero no hay datos exactos de su batimetría (LEV, 1997). Según LEV (1997), Furrer y Castro consideran que el inicio de la sedimentación de la Formación Querecual se caracteriza por la presencia de facies carbonatadas negras y laminadas, asociadas a facies bioturbadas y a la ausencia de foraminíferos bénticos, mientras que la parte final por la aparición de foraminíferos bénticos, de facies bioturbadas y la presencia frecuente de aportes de cuarzo detrítico. También señalan que la Formación 15 Querecual no representa una anoxia contínua, sino un ambiente pobre en oxígeno, a menudo interrumpido por breves episodios de oxigenación que permiten la instalación de organismos bénticos. La Formación San Antonio representa una unidad progradante, compuesta por lutitas, cherts y capas de micrita dispersas con concreciones y pobremente fosilífera. Se le atribuye una edad Cretácico Tardío (post-Turoniense). Dicha formación representa condiciones de surgencia en el margen norte de Sudamérica al igual que las ftanitas del Táchira y la Formación Naparima Hill de Trinidad. El tope de la Formación San Antonio contiene diques de areniscas post-depositacionales y muestra una progradación gradual que es interrumpida por un límite de secuencia que se encuentra representado por las facies de grano medio de la Formación San Juan. La Formación San Juan, de edad Maastrichtiense tardío (LEV,1997), está compuesta esencialmente por areniscas de grano fino a medio. Suprayacente a la Formación San Juan se tiene la base de la Formación Vidoño, de edad Cretácico tardío - Eoceno Temprano, que al igual que la Formación Caratas constituye el final de la sedimentación de margen pasivo en el oriente de Venezuela (Erikson & Pindell, 1998). La Formación Vidoño, está constituida por lutitas oscuras, ricas en foraminíferos, con capas menores de areniscas y limolitas calcáreas, con glauconita, sedimentada en ambiente de plataforma a talud superior, basado en parte, en el carácter arenáceo de la fauna (LEV, 1997). 16 CAPÍTULO III GEOLOGÍA LOCAL 3.1-.Área de Estudio Se localiza en la Isla Chimana Grande, específicamente en el sector La Cienaguita, donde aflora de forma continua la Formación Querecual. Dicha isla está ubicada al norte de Puerto La Cruz, Estado Anzoátegui y pertenece al grupo de islas que conforman el Parque Nacional Mochima. (Fig.7) Fig.7-. Mapa de localización geográfica del área de estudio. En esta localidad se evidencian rasgos estructurales producto de la actividad tectónica a la cual fue sometida el norte de Suramérica en el post Oligoceno. El rumbo general se esta secuencia es N80E con buzamiento 85S, en algunos casos la estratificación tienden a estar vertical a subvertical, siempre conservando su inclinación hacia el sur. 3.1-. Litoestratigrafía local González de Juana et al. (1980) definen a la Formación Querecual como una alternancia monótona de calizas y lutitas laminares de color negro con concreciones las cuales son abundantes en toda la sección. 17 Margotta y Ramírez (2004), reportan que la parte basal de la Formación Querecual en esta misma localidad, está constituida por lodolitas calcáreas “mudstone”, de tonalidades marrones y negras algunas bastantes físiles; calizas lodosas “wackestone” y calizas masivas “packstone” con tonalidades marrones y grisáceas, de fractura astillosa y en general duras y laminadas. La sección objeto de este estudio corresponde a los siguientes 214 metros que continúan la sección estudiada por Margotta y Ramírez (2004) ( Fig 8 y 9). Fig. 8-. Parte inferior de la sección estudiada (Orientación E-W) Fig. 9-. Parte superior de la sección de estudio (Orientación E-W) La litología fue clasificada en campo utilizando los términos lodolita calcárea y caliza granular, los cuales correspondería a los términos en ingles, “mudstone” y “packstone” 18 respectivamente según la clasificación de Dunhan (1962). Las calizas granulares son de tonalidades grisáceas y las lodolitas calcáreas son de tonos marrones, grises y negro, la laminación paralela y las concreciones, de distintos tamaños, son las estructuras sedimentarias comunes en toda la secuencia estudiada. Otra característica que se observa a lo largo de toda la sección es la presencia de concreciones de composición carbonática y forma elipsoidal y esférica, donde se observa un bandeamiento interno. El tamaño promedio de dichas estructuras hacia la parte basal es de 8 a 12 cm de diámetro, hacia la parte media hasta de 35 cm de diámetro (Fig.10) y hacia el tope se consiguen concreciones hasta de 7 cm de diámetro. En el tope se observan nódulos de pirita de tamaño promedio de 13 cm completamente oxidados (Fig.11). Estos nódulos de la parte superior meteorizan a tonalidades anaranjadas y verde. Fig.10-. Concreciones de la parte media de la sección de 35cm de diámetro y de forma esferoidal. En la figura 14, se presenta la columna levantada en campo, de 214 metros de espesor y en la cual se observa la distribución de los litotipos más abundante: “mudstone” y “packstone”. 19 Fig. 11-. Caliza lodosa laminada con desarrollo de nódulos de pirita oxidados, ubicados a los 138 metros de la sección Es común observar a través de toda la columna vetas de calcita perpendicular y paralela a la estratificación al igual que vetas de yeso (Fig.12). Fig.12-. Vetas de calcita paralelas y perpendiculares a la estratificación que posee la capa. 20 Es de hacer notar el cambio de color (negro a marrón) en sentido lateral que se observa en algunas capas (Fig.10) M Fig. 13-. Capa de lodolita calcárea “mudstone” (M) mostrando la variación lateral de color (marrón claro a negro). 21 Fig. 14-. Columna Litoestratigráfica de la Formación Querecual, parte superior. 22 CAPÍTULO IV SEDIMENTOLOGÍA 4.1-. Introducción Según el análisis petrográfico la parte superior de la sección de La Formación Querecual que aflora en la Isla Chimana se compone principalmente de rocas carbonáticas, lodolita calcáreas, calizas lodosas y calizas granulares lodosas principalmente, para la clasificación de estos litotipos se utilizó la clasificación de Dunham et al. (1962), la cual está basada en la textura original o depositacional de la roca y donde se distinguen seis tipos: lodolita calcárea (mudstone), caliza lodosa (wackestone), caliza granular lodosa (Packstone), caliza granular (grainstone), bounstone y por último caliza recristalizada (Tabla.1) Tabla. 1-. Tabla de clasificación para rocas carbonáticas de según su textura depositacional (Modificado de Dunham et al, 1962) 23 4.2-. Petrografía En la descripción petrográfica de las rocas carbonáticas se toman en cuenta los componentes principales definidos en la clasificación de Folk (1962), en donde se considera que estos componentes principales son: ortoquímicos y aloquímicos. Ortoquímicos: son todos los precipitados químicamente formados dentro de la cuenca y son básicamente, la matriz de calcita microcristalina (micrita) y cemento espato. Aloquímicos: son aquellos granos que se han formado por la precipitación química en el interior de la cuenca de depósito, pero que en su mayor parte han sufrido algún transporte posterior, cuatro tipos de alquímicos son importantes: los intraclastos, las oolitas, los fósiles y los “pellets”. La Formación Querecual en el área de estudio se compone principalmente de rocas carbonáticas, en las cuales predominan los componentes aloquímicos en un 60% y los componentes ortoquímicos en un 40% Petrográficamente se observa que las rocas en su mayoría presentan laminación y están constituidas por una matriz micritica, fósiles pláncticos abundantes pero pocos diversos y raros bénticos, materia orgánica, “pellets” fosfáticos y hacia el tope se observa la presencia de granos de cuarzo, plagioclasa, moscovita y feldespato potásico. Los cementos son escasos y son del tipo fibroso, equigranular e isópaco siendo este último el menos común de todos. En los niveles más superiores de la sección se identificaron rocas carbonáticas con abundante contenido de cuarzo detrítico y las cuales fueron clasificadas según Mount (1985) para carbonatos de mezcla (Fig. 15) 24 Fig.15-. Clasificación de Mount (1985), para carbonatos de mezcla. 4.3-. Descripción de la sección en estudio La sección se caracteriza por ser una secuencia homogénea de rocas carbonáticas, con una matriz micrítica, foraminíferos pláncticos, materia orgánica y niveles fosfatizados. En la base de la unidad los litotipos lodosos comunes son el “mudstone” y “wackestone” pero a partir de los 75 m aproximadamente la ocurrencia del “packstone” es mucho mayor, porcentualmente es: “mudstone” 20%, “wackestone” 26% y “packstone” 53% (Fig.16) Porcentaje de Ocurrencia de los Liitotipos Lodosos 21% Mudstone Wackestone 53% 26% Packstone Fig.16-. Porcentaje de ocurrencia de los litotipos lodosos dentro de la sección estudiada 25 Hacia la parte superior de la sección (192 m) se observa un aporte de material detrítico (Fig.17), que supera el 10%. Esto hizo necesario la utilización de la clasificación de Mount (1985) para definir estas rocas de mezcla (carbonáticas –siliclásticas), resultando micritas arenosas. 4.4-. Microfacies (Fig.18) Según Vera, (1994) este término se utiliza para denominar al conjunto de características litológicas y paleontológicas observables al microscopio. En la sección de estudio se definieron ocho (8) microfacies . 4.4.1-. Microfacies de “Mudstone” de Foraminíferos Pláncticos (M1), corresponde a una roca formada por lodo micrítico y menos del 10% de los componentes aloquímicos, los cuales en su mayoría están representados por foraminíferos pláncticos (Fig.18 a). 4.4.2-. Microfacies de “Mudstone” de Foraminíferos Pláncticos y Radiolarios (M2), roca soportada por lodo micrítico con menos del 10% de los componentes aloquímicos los cuales están representados por foraminíferos pláncticos y radiolarios (Fig.18 b). 4.4.3-. Microfacies de “Mudstone” de Foraminíferos Pláncticos y Bénticos (M3), roca soportada por lodo con menos del 10% de los componentes aloquímicos que en este caso están representados por foraminíferos pláncticos y bénticos (Fig.18 c). 4.4.4-. Microfacies de “Wackestone” de Foraminíferos Pláncticos (M4), roca soportada por lodo micrítico con más del 10% de los componentes aloquímicos, en este caso representados por foraminíferos pláncticos (Fig.18 d). 26 Fig.17-. Columna Litoestratigráfica de la sección estudiada en la Isla Chimana Grande, sector La Cienaguita, mostrando las gráficas de distribución del aporte de detritíco en los niveles superiores. 27 4.4.5-. Microfacies de “Wackestone” de Foraminíferos de Pláncticos y Bénticos (M5), roca soportada por lodo micrítico con más del 10% de los componentes aloquímicos, representados por foraminíferos pláncticos y bénticos (Fig.18 e). . 4.4.6-. Microfacies de “Packstone” de Foraminíferos Pláncticos (M6), roca soportada por los componentes aloquímicos (más del 50%) siendo estos en su mayoría foraminíferos pláncticos (Fig.18 f). 4.4.7-. Microfacies de “Packstone” de Foraminíferos Pláncticos y Bénticos (M7), al igual que la anterior, esta roca está soportada por los componentes aloquímicos (más de 50%) representados por foraminíferos pláncticos y bénticos (Fig.18 g). 4.4.8-. Microfacies de Micrita Arenosa (M8), roca soportada por lodo micrítico, pero con la presencia de más del 10% de componentes siliciclásticos y escasos foraminíferos pláncticos y bénticos (Fig.18 h). 4.5-. Distribución de las Microfacies Los primeros 75 m de la sección, están caracterizados por la presencia de las microfacies M1, M2, M3, M4 y M6, siendo más común la microfacies M1, la cual se caracteriza por la presencia de lodo micrítico y menos del 10% de componentes aloquímicos. En los 185m restantes, disminuye la ocurrencia de la microfacies M1, predominando las microfacies: M3,M4, M5, M6 y M7, donde se observa una mayor ocurrencia de los litotipos “wackestone” y “packstone” y la ocurrencia de los foraminíferos bénticos se hace más notoria. Hacia el tope de la unidad (192 m en adelante) se observa la microfacies M8. 28 b a c d e f g h Fig.18-. Microfacies identificadas en la parte superior de la sección de la Formación Querecual, la Isla Chimana Grande. a) “Mudstone” de foraminíferos pláncticos (M1) (ACH-257), b) “Mudstone” de foraminíferos pláncticos y radiolarios (M2) (ACH-147), c) “Mudstone” de foraminíferos pláncticos y bénticos (M3) (ACH-203), d) “Wackestone” de foraminíferos pláncticos (M4) (ACH-086), e) “Wackestone” de foraminíferos pláncticos y bénticos (M5) (ACH-283), f) “Packstone” de foraminíferos pláncticos (M6) (ACH-173), g) “Packstone” de foraminíferos pláncticos y bénticos (M7) (ACH-166), h) Micrita arenosa (M8) (ACH-297). 29 CAPÍTULO V DIAGÉNESIS 5.1-.Introducción La diagénesis se puede definir como todas aquellas transformaciones que sufren los sedimentos como consecuencia de la acción conjunta de procesos físicos, químicos y biológicos, desde el momento de su depositación hasta el comienzo del metamorfismo o hasta que vuelven a ser expuestos a los efectos de la meteorización (Arche, 1992). Las transformaciones que tienen lugar en la diagénesis son debidas a que las partículas sólidas del sedimento y los fluidos encerrados en sus poros tienden a mantenerse en equilibrio mediante reacciones controladas por parámetros físico-químicos (Arche, 1992). Los procesos diagenéticos en sedimentos carbonáticos tienen gran importancia ya que debido a la movilización de los carbonatos que lo integran se puede producir en la roca, cambios mineralógicos, geoquímicos, texturales y de litificación (compactación, cementación y recristalización). Dichos procesos están regidos principalmente por las características hidroquímicas de las aguas intersticiales y otros factores como: PCO2, pH, flujo, tamaño cristalino y mineralogía entre otros (Arche, 1994). Para la determinación del grado diagenético de las rocas perteneciente a la Formación Querecual, en la sección de la isla Chimana, se utilizaron las siguientes técnicas: Análisis petrográfico detallado de secciones finas de roca, en microscopio de luz polarizada. Microscopia electrónica en sus modalidades SEM y BSE. 5.2-. Características Mineralógicas y Texturales 5.2.1-. Matriz La matriz está constituida principalmente por lodo carbonático, sílice, fosfato y materia orgánica (Fig.19). Se puede decir que en términos generales supera más del 50% de los componentes de las roca, es de color negro, marrón y en ocasiones tiene tonos anaranjados, el cual se le atribuye a la presencia de fosfato (Fig.20) 30 a a’ b b’ Fig. 19-. Fotomicrografía de microscopio electrónico de rocas carbonáticas de la Formación Querecual en la zona de estudio, a ) Imagen de BSE (ACH-021 ) con su espectro (a’) ; b) Imagen SEM (ACH-067) y su espectro (b’), donde se observa la morfología y composición de la matriz carbonática-silícea. 31 a b Fig. 20-. Diferentes tonos presentados por la matriz de los carbonatos lodosos (ACH-257 y ACH- 005) 5.2.2-. Fósiles Los fósiles presentes en la sección estudiada son mayormente foraminíferos de forma globosa y sus cámaras están rellenas por cemento carbonático (Fig.21); en zonas puntuales se puede observar que el cemento carbonático ha sido remplazado por fosfato y en ocasiones por sílice (calcedonia). Los fósiles se observan embebidos en una matriz micrítica formando niveles y láminas producto de la compactación. En los radiolarios se puede observar que su composición original fue reemplazada completamente por calcita. Los fragmentos de Inoceramus sp., presentan efectos de neomorfismo. a a’ Fig. 21-. Imagen de SEM, donde se muestran cámaras de foraminíferos pláncticos (a) y espectro composicional de dichas cámaras, que muestra su composición carbonática (a’) (ACH-067). 32 5.2.3-. Minerales Autigénicos Los minerales autigénicos, son aquellos que se forman dentro de la misma cuenca, minerales autigénicos encontrados fueron: calcita, fosfato, cuarzo, sílice, pirita y barita. 5.2.3.1-. Calcita Es el mineral más abundante dentro de la sección, éste se puede conseguir como precipitado rellenando las cámaras fósiles, poros, algunas fracturas y reemplazando la pared silícea de los radiolarios (Fig. 22). Fig. 22-. Fotomicrografía de cemento carbonático tipo “blocky” rellenando cámaras de Heterohelix reussi (ACH-055). 5.2.3.2-. Fosfato El fosfato se presenta en forma de “pellets” en algunas ocasiones y en otras con formas alargadas donde representan fragmentos de peces. Según el espectro realizado con la ayuda de la microscopía electrónica, éste es un fosfato de calcio (apatito) (Fig.23 y 24). 33 a a’ Fig.23-. Imagen de BSE (a) y espectro composicional (a’), donde se observa la fosfatización de la matriz (a-a’) (ACH-067). Fig.24-. Fotomicrografía de los niveles ricos en “pellets” fosfáticos (ACH-133), nícoles paralelos. 5.2.3.3-. Sílice 5.2.3.3.1-. Cuarzo cristalino En algunos poros se puede observar la presencia de cuarzo microcristalino rellenando poros, aunque su ocurrencia dentro de la sección es menor a 1%, también se observa cuarzo monocristalino embebido dentro de la matriz lodosa (Fig. 25). 34 Fig. 25-. Fotomicrografía donde se observa cuarzo monocristalino dentro de la matriz carbonática (ACH-224), nícoles cruzados. 5.2.3.3.2-. Sílice amorfa Es abundante su presencia dentro de la sección, fue identificado utilizando la microscopía electrónica en sus dos modalidades; ésto implica que las rocas carbonáticas de la Formación Querecual en esta localidad presentan un proceso de silicificación producto de la diagénesis (Fig.26). a a’ Fig.26-. Imagen de BSE (a), donde se muestra la composición de la matriz, y los elementos que se encuentra en mayor porcentaje: sílice (Si) seguido por el calcio (Ca), lo que indica la silicificación de la matriz carbonática (espectro a’) (ACH-128). 35 5.2.3.4-. Pirita Este mineral indica condiciones reductoras del medio diagenético en ambiente marino (Zapata, 1983). Presenta una ocurrencia puntual y fue identificado en el análisis petrográfico y en la microscopía electrónica (Fig.27). a a’ Fig.27-. Imagen de BSE, (a) y espectro composicional (a’) de la pirita presente en los carbonatos de la Formación Querecual (ACH-266). 5.2.3.5-.Barita Este mineral se observó en las muestras como cemento rellenando poros y fracturas, fue detectado por medio de la microscopía electrónica ya que petrográficamente no pudo ser identificado (Fig.28). a a’ Fig. 28-. Imagen de BSE, (a) y espectro composicional (a’) del sulfato de bario (Barita) (ACH-128). 36 5.3-. Procesos Diagenéticos. 5.3.1-. Procesos Orgánicos Los procesos orgánicos tienen lugar en la etapa inicial de la diagénesis, específicamente cuando los sedimentos pierden su movilidad, comienzan a acumularse y la actividad biológica tiene lugar si las condiciones del medio son oxigenadas (Zapata, 1983) La evidencia de estos procesos orgánicos son: la agregación, perforaciones, bioturbaciones entre otros. En la sección estudiada se encontró una fauna béntica compuesta por bivalvos (Inoceramus sp.) a lo largo de toda la sección y foraminíferos bénticos distribuidos desde la parte media hasta el tope. Sin embargo, no se encontró ninguna evidencia notoria de los procesos orgánicos anteriormente citados. 5.3.2-. Procesos Físico – Químicos. 5.3.2.1-. Cementación Es el proceso de relleno de cavidades primarias, secundarias (principalmente fracturas) o de disolución dentro del sedimento por precipitación química. Este proceso puede darse durante toda la etapa diagenética. Se inicia en la fase más temprana bajo la influencia del ambiente depositacional (Zapata, 1983). Entre los factores que pueden controlar la mineralogía y morfología de los cementos se tienen la geoquímica de la solución cementantes, velocidad de precipitación, la temperatura, influencias orgánicas y acción de elementos traza entre otras. 5.3.2.1.1-. Cemento Fibroso Tienen tamaños muy variables, la calcita magnesiana es fibrosa al igual que el aragonito que lo es casi siempre y se forma con velocidades de cristalización no muy rápidas. Dentro de la seccion estudiada este es el cemento predominante. El cemento fibroso generalmente se presenta rellenando poros (Fig. 29) 37 cf Fig.29-. Cemento fibroso rellenando fractura (cf) (ACH-267) nícoles cruzados. 5.3.2.1.2-. Cemento equidimensional (“Blocky”) Los cementos esparíticos sólo pueden ser de calcita baja en magnesio y están relacionados con una velocidad de precipitación lenta. Se caracteriza por el incremento en el tamaño de los cristales hacia el centro de la cavidad poral. Es de notar que este tipo de cementación puede ser generada durante cualquier etapa diagenética. Al igual que el fibroso este tipo de cemento es común dentro de la sección estudiada (Fig.30). Fig-.30 Cemento “blocky” rellenando las cámaras del foraminífero plánctico Clavihedbergella simplex (ACH-160) nícoles paralelos. 38 5.3.3-. Disolución Los minerales que componen una roca carbonática son llamados minerales metaestables, ya que en el transcurso de los procesos diagenéticos estos tienden a transformarse o desaparecer entre otros mecanismos por la disolución (Arche,1992). En la sección los procesos de disolución es irrelevante encontrándose principalmente en conchas de foraminíferos (Fig.31). Fig.31-. Disolución parcial de la concha de un foraminífero (ACH-287), nícoles paralelos. 5.3.4-. Procesos Neomórficos Es un término que comprende todas las transformaciones que se producen dentro de un mineral y el mismo polimorfo, dando lugar a cristales nuevos de distinto tamaño que los originales (mayores o menores) o simplemente de distinta forma (Arche, 1992). La transformación polimórfica es muy importante en las rocas carbonáticas ya que es un proceso muy común durante la diagénesis y consiste en el paso de aragonito a calcita. Existen dos tipos de transformaciones polimórficas de aragonito a calcita: las cuales son: neomorfismo de inversión homoaxial y heteroaxial. En el primero el aragonito fibroso pasa a calcita fibrosa de la misma orientación y en el segundo no hay relación óptica ni textural entre los cristales de aragonito y calcita. 39 En el área de estudio se observan los dos tipos de neomorfismo en las conchas de bivalvos, este proceso neomórfico se presenta durante las primeras etapas de la diagénesis (Fig. 32). a a’ Fig.32-. Fragmentos de bivalvos (Inoceramus sp.) con neomorfismo, a) de inversión homoaxial y a’) de inversión heteroaxial (ACH-112 y ACH-086). 5.3.5-. Reemplazo Consiste en el cambio de mineralogía en el material preexistente. Son varios los procesos de reemplazamiento que se puede dar durante la diagénesis de una roca carbonática, ya sea: glauconitización, dolomitización, fosfatización y silicificación, entre otras (Arche, 1992). El reemplazamiento se realiza volumen por volumen, pudiendo haber alguna sustracción o adición de los iones del sistema. En la sección de estudio se observa que existe reemplazo del carbonato que rellenaba en principio las cámaras fósiles por: fosfato, sílice y en ocasiones barita. También se observa que ocurre el reemplazo de la sílice que compone a los esqueletos de los radiolarios por carbonato. 5.3.5.1-. Fosfatización En el material pelágico es común encontrar material fosfatizado, y generalmente está asociado a fluctuaciones del nivel del mar (Arthur & Jenkyns, 1981) y a épocas de clima cálido, suelen estar relacionados con episodios transgresivos en los que cambia la 40 circulación de las aguas lo que ayuda a la formación de nódulos o estratos enriquecidos en fosfato. Para que precipite el fosfato dentro de la cuenca las condiciones de Eh son independientes (Krumbein & Garrels, 1952), por el contrario, las condiciones de pH, las cuales deben ser bajas, las temperaturas deben ser cálidas y tener la presencia de componente orgánico (Zapata, 2003) Están asociados a zonas donde las corrientes de surgencia contribuyen con la productividad primaria y en sedimentos con características anóxicas en la que se encuentra reemplazando los carbonatos (Zapata, 2003). Es común observarlo dentro de la sección como mineral autigénico, reemplazando y/o cementando fragmentos fósiles. En ocasiones se encuentra formando niveles o simplemente disperso dentro de la matriz (Fig.33). a b Fig.33-. Matriz fosfática y foraminífero plánctico cementado por fosfato (a) y desarrollo de aros de apatito en un grano de fosfato (b) (ACH-093A y ACH-293), nícoles paralelos. 5.3.5.2-. Silicificación Según Arche (1992), este proceso es favorecido por pH, temperaturas bajas y aguas sobresaturadas en sílice. Según Zapata (1983), se han reconocido tres tipos de silicificación en las rocas carbonáticas: Silicificación superficial, la cual tiene lugar principalmente en desiertos y se caracteriza por la ocurrencia de sílice en forma de ópalo. 41 Silicificación diagenética inicial o temprana, la cual está relacionada con depositos marinos y se puede presentar minerales como calcedonia, cuarzina y chert entre otros. Silicificación diagenética tardía, donde sólo se observan cristales de cuarzo. El proceso de silicificación, está estrechamente relacionado con la presencia de materia orgánica, ya que ésta puede servir como adsorbente para separar sílice de una solución o suspensión coloidal, por tal motivo la silicificación debe ocurrir tempranamente antes de que la materia orgánica sea removida por reducción en el avance del sotérramiento. Mcllreath & Morrow (1990) proponen que soluciones supersaturadas en sílice pueden reemplazar carbonatos, con condiciones de presión y temperaturas bajas en presencia de CO2. La silicificación es uno de los procesos diagenéticos más importantes que se observa en los carbonatos lodosos de la sección estudiada. Allí se puede observar el proceso de silicificación temprana en dos modalidades Silicificación extensiva Silicificación puntual (cristales de cuarzo autigénico) Silicificación extensiva, este proceso diagenético se observa en la mayoría de los litotipos lodosos y su grado solamente pudo ser evidenciado mediante estudio de microscopia electrónica (Fig.34). Por lo tanto, aunque los análisis de SEM fueron realizados a solo 10 muestras distribuidas en la columna, la mayor parte de los carbonatos lodosos de la Formación Querecual presentan grados variables de silicificación (Fig.35 y 36). Margotta & Ramírez (2004), reportan procesos de silicificación para el tope de la sección que ellos estudiaron, la cual es la base de la sección en estudio. 42 a a’ Fig.34-. Imagen de BSE, donde se muestra el reemplazo parcial de la matriz carbonática por sílice y su espectro composicional a’ (ACH-093). a a’ Fig.35-. Imagen de SEM, donde la morfología de la matriz (a) y el espectro de composición del área encerrada en el recuadro (a`), la composición es sílice y calcio principalmente, los picos más notorios representan el contenido de Si y Ca (ACH-034). 43 a a’ a’ ’ Fig.36-. Imagen de BSE de la matriz de un “wackestone" (a) y dos mapas (a-a’) de distribución de elementos Si y Ca respectivamente, donde la abundancia de esta marcada por el color blanco (ACH-034). Silicificación puntual: dentro de la sección en estudio se observan cristales de cuarzo monocristalino de origen autigénico rellenando cavidades porales y su ocurrencia es menor a 1%. 5.3.5.3-. Piritización El proceso de piritización indica condiciones reductoras del medio diagenético en ambiente marino y se forma en una etapa temprana de la diagénesis (Zapata, 1983). Hay que señalar que para la formación de sulfuro de hierro (pirita), se requiere la presencia de materia orgánica capaz de absorber el hierro en suspensión coloidal y precipitarlo posteriormente por reducción de la materia orgánica (Zapata, 1983). 44 Cristales de pirita fueron identificados mediante el análisis petrográfico y posteriormente a través de la técnica de microscopia electrónica (Fig.37). Este mineral se encuentra disperso en la matriz y en ocasiones rellenando fragmentos fósiles. a a’ Fig.37-. Imagen de BSE, donde se muestra la presencia de pirita (a) y espectro composicional (a’) (ACH-234). 5.3.6-. Concreciones Poseen formas esferoidales y son de origen diagenético, generalmente se encuentran paralelas a la estratificación y químicamente pueden formarse debido a la biodegradación de la materia orgánica local modificando el pH hacia una hipersaturación favoreciendo la precipitación del carbonato. También pueden formarse por relleno de poros, reemplazo mecánico producido por presión sobre sedimentos blandos. Las concreciones que su núcleo está conformado por fósiles completos indican una formación temprana de éstas. En la sección de estudio las concreciones están presentes a lo largo de toda la secuencia, y poseen distintos tamaños, en la base el tamaño promedio es de 10 cm de diámetro, hacia la parte media se encuentran algunas de dimensiones hasta de 35 cm y hacia el tope de la secuencia con de un promedio de 8 cm. 45 Es de hacer notar que dentro de algunas concreciones recolectadas en campo se reconocieron amonites de 5 cm aproximadamente, lo que indica la formación temprana de la concreciones. 5.3.7-. Nódulos Los nódulos son estructuras diagenéticas de forma irregular y de composición mineralógica variable, pero diferente a la roca en donde se encuentra, no tienden a presentar estructura interna (Zapata, 1983). En la sección de estudio se observa la presencia de nódulos de pirita oxidados hacia la parte superior, específicamente a partir de los 138 m, estos se distribuyen de manera aleatoria dentro de la roca y fueron descritos en el capítulo de geología local (Fig.11). 5.3.8-.Compactación Física A medida que los sedimentos se compactan bajo la acción de una carga, pierden porosidad y decrecen en espesor, mientras las partículas y las estructuras sedimentarias son modificadas o reacomodadas, dependiendo de la porosidad inicial y si estaban originalmente soportados por granos o por lodo (Choquette & James, 1990). La laminación en los sedimentos lodosos es comúnmente formada por objetos rígidos, tales como fósiles y nódulos en una escala pequeña (Tucker & Wright, 1990). Por lo tanto, la compactación física convierte a los “mudstone”, pobres en granos, en “wackestone” y “packstone” (Morrow & Mcllreath, 1990). Estas ideas propuestas por varios autores explican, cómo se pudo formar la laminación que presentan los carbonatos lodosos de la Formación Querecual en el área de estudio. 5.3.9-.Fracturas En la sección estudiada es común encontrar fracturas tanto paralelas como perpendiculares a la estratificación, las fracturas generalmente están rellenas por calcita, sílice (calcedonia o cuarzo) y barita en menor proporción (Fig.38). 46 a a’ Fig.38-.Fracturas paralelas a la estratificación rellenas con calcita y cuarzo (a) y fracturas perpendiculares rellenas con calcedonia (a’) (ACH-093A) nícoles cruzados. 5.3.10-. Porosidad En la sección de estudio el tipo de porosidad encontrada principalmente es por fractura, además de interpartícula e intrapartícula, pero la ocurrencia de las dos últimas es escasa (Fig.39). a b Fig.39-. Porosidad secundaria producida por fracturas perpendiculares a la laminación (a) y (b) porosidad interpartícula dentro de las cámaras de un foraminífero plánctico (Heterohelix reussi) (ACH-130 y ACH-078) nícoles paralelos. 5.4-.Etapa Diagenética y Paragénesis 5.4.1-. Etapa Diagenética La diagénesis temprana ocurre durante el enterramiento del sedimento a pocos metros y bajas temperaturas (Morrow y Mcllreath, 1990). 47 Los carbonatos lodosos de la Formación Querecual, que afloran en la Isla Chimana Grande, presentan una etapa diagenética temprana, esto se evidencia por los procesos postdepositacionales que se estudiaron durante el desarrollo de este trabajo. Como se mencionó los procesos orgánicos no fueron observados y los procesos físicoquímicos son todos ellos de diagénesis temprana: La generación de cementos fibrosos y “blocky”. Neomorfismo (de inversion homoaxial y heteroaxial) Silicificación, fosfatización, sulfatación y piritización lo cual solo indica condiciones reductoras de Eh entre (0 y -0,3) (Krumbein y Garrels, 1952) y condiciones de Ph bajas entre (7,0 y 7,5), lo cual favorece a la formación de dichos minerales. La evidencia de compactación física es muy notoria, debido a que la mayoría de los litotipos lodosos presentan laminación, la cual tiende a reacomodar a los fósiles paralelos a la laminación, generando que algunos litotipos pierdan algún porcentaje de su volumen inicial y a la vez se produce expulsión de las aguas intersticiales. 5.4.2-. Paragénesis La paragénesis consiste en la sucesión de los procesos diagenéticos según su tiempo de ocurrencia y cada uno de ellos manifiesta distintas intensidades según las condiciones del medio sean favorables o no para su desarrollo (Vera, 1994) La sucesión de eventos diagenéticos en la sección de estudio es la siguiente: Formación de cemento fibroso y “blocky”, conjuntamente con los procesos de piritización, neomorfismo y reemplazo. Son procesos que comienzan a ocurrir en la roca desde el momento de su depositación y otros como la compactación también ocurren en ese tiempo. Las condiciones de Ph tendrían que ser bajas, para que en el medio precipitase el fosfato y la sílice, además que las aguas seguramente estarían saturadas en estos elementos sílice (Si) y fósforo (P). La apertura del protocaribe pudiese ser la principal fuente de sílice que se encuentra disuelto en el agua, lo que indica una influencia hidrotermal. La materia orgánica tiene la capacidad de captar los iones de sílice, luego durante la reducción de la materia orgánica y 48 la generación de dióxido de carbono, disminuye el Ph, disolviendo el carbonato localmente y generando condiciones de menor solubilidad para el sílice por lo cual en estas condiciones la sílice precipita reemplazando ya sea la cavidad fósil o la matriz carbonática. En la sección de estudio también se observa evidencia de procesos epidiagenéticos, tales como fracturas extensivas, las cuales se pueden encontrar rellenas por calcita, cuarzo y muy raras ocasiones por barita (Fig. 40). 49 Fig.40-. Distribución de los efectos diagenéticos (paragenesis) en los carbonatos lodosos de la Formación Querecual, la intensidad de los colores indica el nivel de intensidad de los procesos diagenéticos. 50 CAPÍTULO VI PALEONTOLOGÍA Y EDAD 6.1-. Introducción Los fósiles nos suministran dos tipos de información: la primera acerca de la edad relativa de la roca (aspecto del cual se ocupa la bioestratigrafía) y el segundo acerca del medio sedimentario, lo cual seria la paleoecología (Vera, 1994). El análisis bioestratigráfico de la sección en estudio, se efectuó a partir de la identificación de foraminíferos pláncticos en sección delgada. 6.2-. Paleontología y Edad El contenido fósil en las rocas de la sección estudiada está conformado en orden de abundancia por: foraminíferos pláncticos, bénticos, bivalvos y radiolarios. A continuación se mencionan el contenido faunal identificado en la sección de estudio: 6.2.1-. Foraminíferos Pláncticos En el conjunto de foraminíferos pláncticos se identificaron los siguientes géneros: Hedbergella, Gobigerinelloides, Heterohelix, Clavihedbergella Schackoina, Whiteinella, Dicarinella, Helvetoglobotruncana, Marginotrunca, Hastigerinoides, Contusotruncana y Globotruncana (Fig. 41 y anexo1). 6.2.2-. Foraminíferos Bénticos Los foraminíferos bénticos son poco abundantes y pertenecen a los géneros: Bulimina, Bolivina, Gavelinella y Lenticulina, reportándose su primera aparición a partir de los primeros 17 m de la sección y tienden a ser comunes a partir de los 96 m, exceptuando Lenticulina sp. que aparece a los 189 m, y Siphogenerinoides sp., el cual se observa a partir de los 109 m (Fig.42 y anexo 1) 51 a b c d e f g h h i j Fig.41-.Algunas de las especies de foraminíferos pláncticos identificados en la sección de estudio: (a) Hedbergella planispira (ACH-93A), (b) Heterohelix reussi (ACH-006), (c) Whiteinella baltica (ACH-007), (d) Schackoina cenomana (ACH-241), (e) Dicarinella concavata (ACH-048), (f) Helvetoglobotruncana cf. helvetica (ACH-007), (g) Marginotruncana sigali (ACH-007), (h) Eohastigerinella watersi (ACH-071), (i) Contusotruncana lapparenti (ACH-129), (j) Golobotruncana linneana (ACH-092). 52 a b c d Fig.42-. Foraminíferos bénticos, presentes en la sección: (a) Bulimina sp. (ACH-176), (b) Siphogenerinoides sp. (ACH-290), (c) Gavelinella sp. (ACH-203), (d) Lenticulina sp. (ACH-295). 6.2.3-. Radiolarios Los radiolarios son protistas pláncticos, exclusivamente marinos y pelágicos. La composición del esqueleto es de sílice opalina y es posible identificarlos al microscopio tomando en cuenta su simetría esférica (orden Spumellaria). Los radiolarios dominan la zona fótica, aunque se han encontrado límites de conjuntos desde los 50 m hasta los 4000 m. En los ejemplares identificados, la sílice que conformaba su esqueleto ha sido reemplazada completamente por calcita, pero aún es reconocible su morfología (Fig.43). La distribución de los radiolarios en la sección de estudio no es homogénea, y sólo se consiguen en pocos intervalos, específicamente a los 4, 26 y 83 metros, y en porcentajes menores a 10% de la población fósil. 53 Fig.43-.Fotomicrografía de radiolarios, embebidos en una matriz micrítica, nícoles cruzados (ACH-147). 6.2.4-. Bivalvos Los bivalvos identificados pertenecen al género Inoceramus, y son comunes en toda la sección. Se puede observar que la concha de estos bivalvos ha sufrido procesos diagenéticos de neomorfismo heteroaxial y homoaxial (Fig.44). Fig.44 -. Fragmentos de bivalvo, género Inoceramus (ACH-147), nícoles cruzados. 6.3-. Edad La bioestratigrafía aporta información a la estratigrafía y paleontología la cual se ocupa del estudio de los restos o evidencias de vida pasada en los estratos y de la organización de estos estratos en unidades basada en su contenido fósil (Vera, 1994). El objetivo básico es 54 recopilar y usar esa información acerca de la evolución morfológica de las especies, para determinar su distribución paleogeográfica (Vera, 1994). La Formación Querecual ha sido datada en varias de las regiones donde ésta aflora, reportando edades Albiense tardío – Santoniense (LEV, 1997). Con el objeto de determinar la edad del intervalo estudiado se realizó la identificación de las formas de foraminíferos pláncticos utilizando la zonación de Sliter (1989). Se definieron tres zonas bioestratigráficas dentro del intervalo de tiempo Turoniense tardío y Santoniense (Fig.45). Zona Marginotruncana sigali – Dicarinella primitiva: cuyo límite inferior está definido por la primera ocurrencia (P.O) de Marginotruncana sigali, y su límite superior por la primera aparición (P.A) de Dicarinella concavata. Marginotruncana sigali ocurre desde los primeros diez metros (10 m) a partir de la base donde se comenzó el levantamiento y se extiende hasta los 54 m cuando aparece la Dicarinella primitiva, la aparición de esta especie indica una edad para la base de la sección Turoniense tardío. Complementan en el conjunto faunal: Heterohelix reussi, Heterohelix moremani, Hedbergella spp., Hedbergella delrioensis, Whiteinella baltica, Marginotruncana spp., Whitenella spp., y Clavihedbergella simplex. Zona Dicarinella concavata: esta zona se extiende desde los 54 m hasta los 76 m, y está definida por la primera aparición de la Dicarinella concavata. El limite superior está definido por la aparición de Eohastigerinella watersi. El conjunto de pláncticos que acompañan a los marcadores está compuesto por: Heterohelix reussi, Heterohelix moremani, Hedbergella spp., Hedbergella delrioensis, Whiteinella baltica, Marginotruncana spp., Whitenella spp., Clavihedbergella simplex, Hedbergella flandrini, Globigerinelloides bolli, Dicarinella spp., Marginotruncana schneegansi y Globigerinelloides spp. Zona Dicarinella asymetrica: el límite inferior de esta zona (a los 76 m) está definido por la P.O de Eohastigerinella watersi ya que el marcador zonal (D. asymetrica) fue encontrado a los 210 m de sección. El conjunto faunal de esta zona está conformado además por: Heterohelix reussi, Heterohelix moremani, Hedbergella spp., Hedbergella 55 delrioensis, Whiteinella baltica, Marginotruncana spp., Whitienella spp., Clavihedbergella simplex, Hedbergella flandrini, Globigerinelloides bolli, Dicarinella spp., Marginotruncana schneegansi y Globigerinelloides spp., Globotruncana linneiana, Globotruncana spp., Marginotruncana marginata, Marginotruncana renzi, Globigerinelloides ultramicrus, Globotruncana lapparenti, Contusotruncana fornicata, Gobligerinelloides messinae, Globotuncana bulloides, Hedbergella holmdelensis, Globotruncana hilli, Schackoina cenomana, Hetrohelix globulosa y Dicarinella asimétrica, la edad determinada para está zona es Santoniense. Es de notar que en esta zona se observa la mayor diversidad de fauna especialista y siguen estando presente formas oportunista, lo que sugiere cambios importantes en lo referente a condiciones paleoecológicas, lo cual será desarrollado a continuación. 56 d c b a Fig.45-.Especies índices y otras marcadoras de edad, identificadas en la sección de la Formación Querecual, en la Isla Chimana Grande. Marginotruncana sigali (a), Dicarinella concavata (b), Eohastigerinella watersi (c), Dicarinella asyemtrica (d). 57 6.4-. Paleoecología y Estrategia de Vida La vida de los foraminíferos bénticos y pláncticos está controlada por distintos factores físico - químicos y ambientales. Factores como temperatura, salinidad, luz, profundidad, oxígeno, corrientes de agua y cadena alimenticia, son factores que inciden en el desarrollo de la vida de estos individuos, ocasionando que estos desarrollen morfologías simples o complejas y ornamentadas. Premoli Silva y Sliter (1999) describen cuales fueron las estrategias de vida para la fauna plánctica del Cretácico en diferentes latitudes y señalan cuales fueron los principales eventos que afectaron la ecología de ese tiempo. Los mencionados autores, describen como fauna especialistas aquellas que se caracterizan por vivir en la parte más profunda de la columna de agua, es decir, zonas donde hay poca luz, donde las aguas tienden a ser más frías, y la cantidad de alimento es poco, ocasionando que los organismos que allí habitan tiendan a desarrollar una ornamentación característica, con tendencia a ser de mayor tamaño; a éstas especies se le conoce también como fauna oligotrófica. Premoli Silva y Sliter (1999), también mencionan organismos oportunistas, los cuales generalmente ocupan la parte superior de la columna de agua, donde estas son más oxigenadas, la luz no es escasa y hay gran cantidad de alimento; a estos organismos también se les puede llamar fauna eutrófica. Las especies de foraminíferos pláncticos identificadas en la sección estudiada de la Formación Querecual en la Isla Chimana, es indicativa de dos (2) eventos paleoecológicos importante, uno de tranquilidad o “stasis” y otro de mezcla. El primer evento sucede durante el Turoniense tardío y Coniaciense, donde la fauna encontrada es mayormente oportunista, aunque hay que señalar que también la aparición de los “marginotruncánidos” ocurre en el Turoniense tardío, fauna que es clasificada por Premoli Silva & Sliter (1999) como especialista u oligotrófica. La ocurrencia mayor de fauna oportunista indica condiciones eutróficas (Fig.46). 58 Edad Mesotrófico + Oligotrófico Santoniense M. sigali H. flandrini D. asymetrica D. concavata Coniaciense Turoniense tardío M. schneegansi + Eutrófico C. fornicata Heterohelix G. bulloides Whiteinella Hedbergella G. linneiana Globigerinelloides Heterohelix Hedbergella Whiteinella M. sigali D.concavata Globigerinelloides H. flandrini Heterohelix Hedbergella Fig.46-. Distribución en tiempo de la fauna de foraminíferos pláncticos de la Formación Querecual según su estrategia de vida. Marginotruncanas (M), Hedbergella (H), Dicarinella (D), Contusotruncana (C), Globotruncana (G). Estas condiciones prevalecen en el Coniaciense, aunque la ocurrencia de fauna especialista continua siendo importante con la aparición del género Dicarinella conjuntamente con los “marginotruncanidos”, las cuales se mantienen hasta el Santoniense. En el segundo evento (durante el Santoniense), se produce una diversificación de la fauna especialista con la aparición de los géneros: Gobotruncana y Contusotruncana. Los géneros Marginotruncana y Dicarinella siguen presentes pero en menor proporción Premoli Silva & Sliter (1999), mencionan que para el Santoniense comienza la aparición de Heterohelix reussi largos. En la sección de estudio se observa este evento ya que el tamaño de los Heterohelix aumenta de 200 micras a 300 micras (Fig.47). 59 a b Fig.47-. Fotomicrografias de: a) Heterohelix reussi cuyo tamaño es de aproximadamente 200 micras, encontrado en a base de la sección a 3,6 m y b)Heterohelix reussi de tamaño aproximado 300 micras, encontrado a 163 m dentro de la sección en estudio de la Formación Querecual. En cuanto a los bivalvos, del género Inoceramus, éstos se encuentran en la interfase aguasedimento y pueden habitar zonas con bajas concentraciones de oxígeno (Arthur et al., 1987). Los radiolarios aunque en muy baja abundancia también se encuentran presente dentro de la sección. Éstos organismos viven en todos los mares y climas aunque son más diversos en latitudes ecuatoriales y abundantes en las zonas templadas y frías, generalmente se encuentran en regiones donde las corrientes de surgencia traen nutrientes desde las profundidades oceánicas. 6.5-. Paleobatrimetría La distribución en profundidad de los foraminíferos pláncticos durante el Cretácico es similar a la configuración actual, donde los morfotipos globulares habitan en las aguas superficiales y los biconvexos, con quilla y planoconvexos representan incrementos en la profundidad (Leckie, 1987). Los géneros simples o globulares como Heterohelix y Hedbergella son abundantes en aguas superficiales, mientras que géneros más complejos y ornamentados como: 60 Marginotruncana, Dicarinella, Globotruncana y Contusotruncana, pertenecen a zonas más profundas. En la sección estudiada parte superior de la Formación Querecual que aflora en la isla Chimana se tiene que, los foraminíferos oportunistas simples y globosos se encuentran distribuidos a lo largo de toda la columna y en ocasiones en porcentajes considerables, lo que refleja que durante el Cretácico superior prevalecieron condiciones eutróficas. Por otro lado hacia la parte media de la sección se observa un incremento en la variedad de fauna especialista ya que comienza la aparición de los géneros Globotruncana y Contusotruncana además de los géneros Marginotruncana y Dicarinella. Leckie (1987) determina tres (3) asociaciones fosilíferas en cuanto a profundidad, basado en los patrones de conjunto de foraminíferos. Apoyados en esta idea Margotta & Ramírez (2004), proponen para la seccion basal de la Formación Querecual en esa misma localidad una paleobatimetría mayor a 100 metros, tomando en cuenta la presencia de los géneros Hedbergella, Whiteinella conjuntamente con la aparición de Rotalipora como organismo especialista. Tomando en cuenta la aparición de la fauna especialista característica de zonas profundas en la columna de agua (mayores a 100 m) y lo reportado por Margotta & Ramírez (2004) se propone que la sección se deposito en una profundidad mayor a 100 m. La fauna béntica que se encuentra en la sección no aporto suficientes datos para definir paleobatrimetría más precisa. 61 CAPÍTULO VII QUIMIOESTRATIGRAFÍA 7.1-.Introducción La quimioestratigrafía, es la rama de la estratigrafía que se ocupa del estudio e interpretación de la composición geoquímica de las rocas presentes en una sección sedimentaria (Vera, 1994) 7.2-.Distribución Porcentual del CaCO3 La producción de carbonatos responde a cambios climáticos, siendo la variación de profundidad del agua el más significativo, otros factores como la penetración de luz, oxigenación, temperatura, aporte detrítico y salinidad también influyen en la producción. El porcentaje de carbonato de calcio en la sección en estudio varia entre 16% (valor mínimo) y 94% (valor máximo) con promedio de 50,52%, estos valores indican que la secuencia analizada se compone principalmente de calizas y que las condiciones físico – químicas fueron idóneas para la formación de dichas rocas. Los menores valores de CaCO3, corresponde a rocas que presentan algún grado de silicificación. 7.3-.Carbono Orgánico Total (COT) El carbono orgánico total está formado por bitumen que son pequeñas moléculas solubles en solventes orgánicos y por material orgánico insoluble de moléculas grandes denominado kerógeno. Los factores que controlan el contenido de carbono orgánico total son la productividad orgánica y el contenido de oxígeno del medio de depositación. Es decir, la calidad y el tipo de materia orgánica que llega a los sedimentos está controlada en parte por el ambiente de depósito y puede ser relacionada con la riqueza orgánica de las aguas suprayacentes. Los eventos anóxicos, conocidos como OAEs, se caracterizan por ser depósitos ricos en materia orgánica los cuales requieren de condiciones particulares para su formación, tales como alta productividad orgánica, pobre circulación y bajo contenido de oxígeno en el agua de mar (Tucker y Wright, 1990). La pobre circulación permite el desarrollo de 62 estratificación del agua y de capas de bajo oxígeno. El COT puede dar indicio de capacidad generadora de la roca. % COT CAPACIDAD GENERADORA 0- 0,5 POBRE 0,5 – 1,0 MODERADA 1,0 – 2,0 BUENA 2,0 MUY BUENA Altos porcentajes de COT indica condiciones de alta productividad en las aguas superficiales y baja concentraciones de oxígeno en las aguas de fondo, lo que ayuda a la preservación de la materia orgánica. Los porcentajes de carbono orgánico total dentro de la secuencia varían desde valores muy bajos 0,13% hasta altas concentraciones de 4,24%. Distintos autores (Kertznus et al. (2003), Kuhnt & Holborn (2003), Rey (2004), Wagner (2002), Zapata (2003) entre otros) proponen una edad para el evento OAE3 Coniaciense – Santoniense. En la sección estudiada de la Formación Querecual en la Isla Chimana Grande, se tiene que, las mayores concentraciones de COT ocurren durante el Conianiense – Santoniense, específicamente a partir de los 50 hasta los 190 metros. Esta acumulación de materia orgánica corresponde al evento de anóxia (OAE3) antes mencionado. Es de hacer notar que dentro del Santoniense (Zona de Dicarinella asymetrica) específicamente entre los 130 y 190m se registran los valores más altos de acumulación de materia orgánica y representa en la sección estudiada, las condiciones idóneas de mínimo oxígeno para la acumulación de materia orgánica (Fig.48). Conjuntamente se tiene la presencia de foraminíferos bénticos de los géneros Bulimina y Bolivina los cuales Kuhnt & Holbourn (2003) en su estudio paleoecológico de los eventos anóxicos del Cretácico, señalan como característicos de zonas de mínimo oxígeno (OMZ) asociadas al ya mencionado evento anóxico. Zapata (2003), reporta en la Formación La Luna del occidente de Venezuela el evento anóxico OAE3 durante el Coniaciense – Santoniense, utilizando isótopos de estroncio 63 conjuntamente con isótopos de oxígeno y determina que la mayor concentración de materia orgánica se tiene durante el Santoniense. Este intervalo que menciona Zapata (2003) en la Formación La Luna en el Santoniense se correlaciona con el intervalo reportado en este trabajo. 7.4-.Correlación con la Formación La Luna Las condiciones físico – químicos y paleoecológicas de la Formación Querecual en el oriente de Venezuela, son semejantes a las de la Formación La Luna del occidente de Venezuela, la única diferencia que existe entre estas dos formaciones, es la presencia de arcillas (montmorillonita) de origen diagenético en la Formación La Luna (Fig.49). 64 Fig.48-. Cuadro resumen de las características químicas, paleontológicas y rango temporal del evento anóxico (OAE3) de la parte superior de la Formación Querecual, isla Chimana Grande. %COT Formación Querecual Formación La Luna Facilitado por: Sandra de Cabrera (2005), Fig. 49-. Gráfico de correlación con la Formación La Luna en el Occidente de Venezuela, tomando en cuenta las altas concentraciones de COT (Facilitado por Sandra de Cabrera (2005), data de Davis, 1998) RESULTADOS Y CONCLUSIONES 8.1-.Conclusiones La Formación Querecual en la Isla Chimana Grande, está constituida por calizas lodosas compuestas de aloquímicos (fósiles y “pellets” fosfáticos) y ortoquímicos (micrita y cementos carbonáticos). Se definieron ocho (8) microfacies: “Mudstone” de Foraminíferos Pláncticos (M1), “Mudstone” de Foraminíferos Pláncticos y Radiolarios (M2), “Mudstone” de Foraminíferos Pláncticos y Bénticos (M3), “Wackestone” de Foraminíferos Pláncticos (M4), “Wackestone” de Foraminíferos Pláncticos y Bénticos (M5), “Packstone” de Foraminíferos Pláncticos (M6), “Packstone” de Foraminíferos Pláncticos y Bénticos (M7) y Micrita arenosa (M8). Hacia el tope de la sección (192 m) se observa un aporte detrítico significativo y contribuyen al desarrollo de carbonatos de mezcla. Los carbonatos lodosos evaluados se ubican en una etapa de diagénesis temprana de condiciones reductoras representada por procesos de mineralización (silicificación, fosfatización y piritización). El proceso de silicificación observado en los carbonatos lodosos de la Formación Querecual, es un producto diagenético que no debe ser confundido con procesos similares de origen orgánico. La microfauna que está presente en la sección en su mayoría está constituida por foraminíferos pláncticos, aunque se observa un incremento en la fauna béntica hacia la parte media y tope de la sección. La proporción de la fauna oportunista es mayor que la fauna especialista lo que indica condiciones eutróficas en el medio. Los oportunista están representados por los géneros: Heterohelix, Herbergella, Whiteinella, Schackoina, Eohastigerinella y Globigerinelloides y los especialistas por los géneros: Marginotruncana, Helvetoglobotruncana, Dicarinella, Contusotruncana y Globotruncana. La fauna béntica identificada a partir de la parte media de la sección hasta el tope esta constituida por los géneros: Bulimina, Bolivina, Gavelinella y Lenticulina. Se propone una paleoprofundidad mayor a los 100 m, tomando en cuenta la profundidad propuesta por Margotta y Ramírez (2004). 2 La edad determinada para la sección es Marginotruncana Turoniense tardío (Zona sigali - Dicarinella primitiva) a Santoniense (Zona Dicarinella asymetrica). En la sección estudiada durante el Coniaciense (Zona Dicarinella concavata) Santoniense (Zona Dicarinella asymetrica), se observan altos valores de concentración de materia orgánica específicamente entre los 50 y 190m de la columna, lo que se reporta en este trabajo como el evento anóxico OAE3. Dentro del intervalo señalado anteriormente, específicamente en el Santoniense (Zona Dicarinella asymetrica), entre los 130 y 190 m, se observan los valores más altos de COT, indicando un intervalo con condiciones anóxicas óptimas para la preservación de materia orgánica. La Formación Querecual en el oriente de Venezuela es correlacionable con la Formación La Luna en el occidente de Venezuela comparando parámetros físico – químicos y paleontológicos determinados para ambas formaciones. 3 RECOMENDACIONES Realizar estudios de isótopos estables 13 C y 18 O con el fin de calibrar parámetros de edad y paleoceanográficos obtenidos en este estudio. Realizar estudios de elementos mayoritarios y minoritarios para complementar la data suministrada en este estudio. Efectuar estudios de estratigrafía secuencial para determinar límites de secuencias, sistemas encadenados y máximas superficies de inundación. Continuar el estudio de esta Formación en las islas aledañas o costa adentro para tener el análisis completo de la secuencia cretácica, utilizando las técnicas quimioestratigráficas que permitan caracterizar el sistema petrolero, importante para la industria. 4 REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS Arche, A. (1992) Sedimentología. Vol II. 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