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TRABAJO ESPECIAL DE GRADO
CARACTERIZACIÓN GEOLÓGICA DEL MIEMBRO SANTA BÁRBARA
AL SUR DEL BLOQUE IX Y AL OESTE DEL BLOQUE VI EN EL
LAGO DE MARACAIBO, ESTADO ZULIA
TUTOR ACADÉMICO: Prof. Omar Rojas
TUTOR INDUSTRIAL: Ing. Manuel Serrano
Presentado ante la Ilustre
Universidad Central de Venezuela
para optar al título de
Ingeniero Geólogo
por la Br. Leticia Ortega Oropeza
Caracas, marzo 2001
© Leticia Ortega Oropeza, 2001
Hecho el Depósito de Ley
Depósito Legal lft487200162034
A mis padres
A Israel
A Mami
“ Hacia el primer día todos
señalábamos a nuestros países.
Hacia el tercero o cuarto
señalábamos a nuestros
continentes. Para el quinto día ya
éramos conscientes de que sólo
hay una Tierra”.
Príncipe sultán Bin Salmon Al Saud,
Ortega O., Leticia
CARACTERIZACIÓN GEOLÓGICA DEL MIEMBRO SANTA
BÁRBARA AL SUR DEL BLOQUE XI Y AL OESTE DEL
BLOQUE VI EN EL LAGO DE MARACAIBO, ESTADO ZULIA.
Tutor Académico: Prof. Omar Rojas. Tutor Industrial: Ing. Manuel Serrano.
Tesis. Caracas, U.C.V. Facultad de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y
Geofísica. 2001, 126 pág.
Palabras Claves: Santa Bárbara, La Rosa, Mioceno, Valles Incisos, Geología
Petrolera.
RESUMEN
El Miembro Santa Bárbara (Mioceno) ha sido explotado en diversas zonas del
Lago de Maracaibo. Sin embargo, en este trabajo se estudia la prospectividad a
nivel de este intervalo en algunas zonas no drenadas adyacentes a los
yacimientos productores ubicados en los Bloques IX y VI. Para lograr este objetivo
se dividió la unidad en cuatro electrofacies, se escogieron 72 pozos y en ellos se
reconocieron las electrofacies y la discordancia del Eoceno. Se describieron tres
pozos con núcleos y se realizó el análisis petrográfico cualitativo de las muestras
tomadas. Se elaboraron mapas isópacos, estructurales y de distribución de
electrofacies con los datos obtenidos. Se correlacionaron dichos datos con los
valores de la amplitud sísmica para la zona.
A partir de los resultados obtenidos se concluyó que el Miembro Santa Bárbara es
un sistema de valles incisos que puede subdividirse de la siguiente manera: la
electrofacies más basal (EF1) corresponde a un sistema de canales entrelazados;
las dos electrofacies suprayacentes (EF2 y EF3) representan un sistema de
canales distributarios estuarinos; y la electrofacies más superior (EF4)
corresponde a arenas deltaicas retrabajadas.
Los valores de amplitud sísmica a nivel del Miembro Santa Bárbara en la zona de
estudio se relacionan de una manera casi lineal con los valores de espesor total
de este intervalo.
En el análisis de la prospectividad de las zonas no drenadas se definieron dos
zonas de bajo riesgo, denominadas zonas verdes; una zona de mediano riesgo,
denominada zona amarilla; y una zona de alto riesgo, denominada zona roja.
ÍNDICE
1. Introducción
1.1.
Objetivos .............................................................................
1
1.2.
Ubicación del Área de Estudio ..............................................
1
1.3.
Metodología .........................................................................
1
1.4.
Trabajos Previos ..................................................................
9
1.5.
Agradecimientos ..................................................................
13
2. Evolución Geológica de la Cuenca de Maracaibo
2.1.
2.2.
Estratigrafía Regional ..........................................................
16
Sedimentación Pre-Cretácica ..............................................
16
Sedimentación Cretácica ....................................................
19
Sedimentación del Cenozoico .............................................
24
Deformación estructural .....................................................
32
Apertura Jurásica ..............................................................
32
Margen Pasivo del Cretácico ...............................................
32
Del Cretácico Tardío al Paleoceno: Transición del Margen Pasivo al
Margen Activo ......................................................................
33
Del Eoceno Superior al Mioceno Inferior: Cuencas Colisionales 35
3. Geología Local
3.1.
Definición y descripción de las electrofacies identificadas ..... 37
3.2.
Análisis de las electrofacies a partir de la descripción de núcleos
............................................................................................
46
i
Descripción macroscópica ..................................................
49
Análisis Petrográfico ...........................................................
54
3.3.
Análisis paleontológico ........................................................
74
3.4.
Descripción
3.5.
y
análisis
de
los
mapas
isópacos,
mapas
estructurales y de atributos sísmicos ..................................
75
Geología Estructural Local ..................................................
87
4. Ambiente sedimentario y depositación secuencial interpretados para
el Miembro Santa Bárbara de la Formación La Rosa en el área de
estudio ........................................................................................
93
5. Prospectividad del Miembro Santa Bárbara en el área de estudio
109
6. Conclusiones y Recomendaciones ............................................... 116
7. Referencias y Bibliografía ............................................................ 119
8. Anexos .......................................................................................... 128
ii
ÍNDICE DE FIGURAS
Fig. 1.1.
Ubicación de la zona en estudio .........................................
2
Fig. 1.2.
Ubicación de los pozos en la zona de estudio. Ubicación de las
secciones estratigráficas mostradas en el presente trabajo ................... 4
Fig. 2.1.
Columna estratigráfica generalizada de la Cuenca de Maracaibo
........................................................................................................... 16
Fig. 2.2.
Rocas Jurásicas en Venezuela ........................................... 17
Fig. 2.3.
Ubicación de los Grábenes y del Arco de Mérida ................
Fig. 2.4.
Facies
sedimentarias
dominantes
durante
el
Cretácico
Temprano al norte del Cratón de Guayana ..........................................
Fig. 2.5.
20
Facies sedimentarias dominantes durante el Maestrichtiense,
Cretácico Tardío .................................................................................
Fig. 2.6.
19
23
Movimiento del frente de deformación del Caribe hacia el este-
sureste en el occidente de Venezuela y sedimentación asociada durante el
Paleoceno-Eoceno ..............................................................................
Fig. 2.7.
Generación
transcurrencia
al
sur
de
cuencas
del
límite
extensionales
entre
las
placas
asociadas
a
del
y
Caribe
Suramericana ...................................................................................
Fig. 3.1.
33
34
Pozo SVS-91. Imagen que relaciona las electrofacies definidas
con los análisis petrográficos realizados a partir de las muestras tomadas
del núcleo .........................................................................................
37
Fig. 3.2.
Mapa isópaco de la electrofacies EF 1 ................................
38
Fig. 3.3.
Sección Estratigráfica No. 4 ...............................................
39
Fig. 3.4.
Sección Estratigráfica No. 10 .............................................
41
iii
Fig. 3.5.
Sección Estratigráfica No. 7 ...............................................
42
Fig. 3.6.
Mapa isópaco de la electrofacies EF2 .................................
43
Fig. 3.7.
Sección Estratigráfica No. 2 ...............................................
44
Fig. 3.8.
Mapa isópaco de la electrofacies EF3 .................................
46
Fig. 3.9.
Mapa isópaco de la electrofacies EF4 .................................
47
Fig. 3.10. Pozo LRF-27. Perfil y columna con descripción de núcleo ..
49
Fig. 3.11. Pozo LRF-02. Perfil y columna con descripción de núcleo ..
50
Fig. 3.12. Pozo
17.
SVS-91,
profundidad
10292’
00’’.
Muestra
No.
Fotomicrografía que muestra dos granos de turmalina, mineral pesado más
abundante en la muestra .................................................................... 56
Fig. 3.13. Pozo
SVS-91,
profundidad
10292’
00’’.
Muestra
No.
17.
Fotomicrografía que muestra dos granos de turmalina, mineral pesado más
abundante en la muestra ...................................................................
56
Fig. 3.14. Pozo
17.
SVS-91,
profundidad
10292’
00’’.
Muestra
No.
Fotomicrografía que muestra el pleocroismo de los granos de turmalina 56
Fig. 3.15. Pozo
SVS-91,
profundidad
10285’
10’’.
Muestra
No.
16.
Fotomicrografía que muestra un fragmento de roca metamórfica .......... 56
Fig. 3.16. SVS-91,
Fotomicrografía
que
profundidad
muestra
10266’
el
11’’.
crecimiento
Muestra
sintaxial
No.
de
15.
cuarzo
........................................................................................................... 57
Fig. 3.17. Pozo
SVS-91,
profundidad
10266’
11’’.
Muestra
No.
15.
Fotomicrografía que muestra el pésimo escogimiento de la muestra ..... 57
Fig. 3.18. Pozo
SVS-91,
profundidad
10292’
00’’.
Muestra
No.
17.
Fotomicrografía que muestra un fragmento de arcilita deformado y
iv
alterado, debido a la compactación mecánica y disolución de matriz
..........................................................................................................
57
Fig. 3.19. Pozo
No.
16.
Fotomicrografía que muestra la disolución de las arcillas ...................
57
Fig. 3.20. Pozo
15.
SVS-91,
SVS-91,
profundidad
profundidad
10285’
10266’
10’’.
11’’.
Muestra
Muestra
No.
Fotomicrografía que muestra la presencia de porosidad en función de la
disolución no homogénea de la matriz ................................................
61
Fig. 3.21. Pozo
11.
LRF-27,
profundidad
10984’
10’’.
Muestra
No.
Fotomicrografía que muestra los minerales pesados reconocidos: circón y
turmalina en nícoles paralelos ............................................................ 61
Fig. 3.22. Pozo
LRF-27,
profundidad
10984’
10’’.
Muestra
No.
11.
Fotomicrografía que muestra los minerales pesados reconocidos, circón y
turmalina en nícoles cruzados ............................................................
61
Fig. 3.23. Pozo
11.
LRF-27,
profundidad
10984’
10’’.
Muestra
No.
Fotomicrografía que muestra los minerales pesados reconocidos, pero
rotada con respecto a las anteriores. Nótese el pleocroismo de la turmalina
y el alto relieve del circón ..................................................................
61
Fig. 3.24. Pozo
14.
SVS-091,
profundidad
10247’
05’’.
Muestra
No.
Fotomicrografía que muestra los nódulos de hematita recubiertos de
siderita y la pérdida de la porosidad, debida a la presencia de arcillas
..........................................................................................................
62
Fig. 3.25. Pozo
14.
SVS-091,
profundidad
10247’
05’’.
Muestra
No.
Fotomicrografía que muestra los nódulos de hematita recubiertos de
siderita. Con nícoles cruzados ............................................................
62
v
Fig. 3.26. Pozo
SVS-091,
profundidad
10247’
05’’.
Muestra
No.
14.
Fotomicrografía que muestra los nódulos de hematita recubiertos de
siderita. Con luz reflejada ..................................................................
62
Fig. 3.27. Pozo
10.
LRF-27,
profundidad
10983’
05’’.
Muestra
No.
Fotomicrografía que muestra la matriz y la pseudomatriz. La composición
de la matriz posiblemente sea sericita ................................................
62
Fig. 3.28. Pozo
No.
11.
Fotomicrografía que muestra la disolución de la matriz .......................
64
Fig. 3.29. Pozo
No.
19.
Fotomicrografía que muestra los tipos de contactos entre granos .........
64
Fig. 3.30. Pozo
19.
LRF-27,
LRF-002,
LRF-002,
profundidad
profundidad
profundidad
10984’
11005’
11005’
10’’.
00’’.
00’’.
Muestra
Muestra
Muestra
No.
Fotomicrografía en la que se observa la porosidad de la muestra, sin
embargo la permeabilidad es despreciable ..........................................
64
Fig. 3.31. Pozo
10.
LRF-27,
profundidad
10983’
05’’.
Muestra
No.
Fotomicrografía que muestra, la deformación de los fragmentos de arcilitas
y la alteración que han sufrido .............................................................. 64
Fig. 3.32. Pozo
LRF-27,
profundidad
10983’
05’’.
Muestra
No.
10.
Fotomicrografía que muestra la compactación mecánica evidenciada en la
deformación que han sufrido los fragmentos de arcilitas ...................... 65
Fig. 3.33. Pozo
LRF-002,
profundidad
11005’
00’’.
Muestra
No.
19.
Fotomicrografía que muestra un detalle de los anillos de crudo remanente
adherido a los granos de cuarzo detríticos ..........................................
65
Fig. 3.34. Pozo
19.
LRF-002,
profundidad
11005’
00’’.
Muestra
No.
Fotomicrografía que muestra un fragmento de roca alterándose, un grano
vi
de circón y el crudo remanente formando anillos entre los granos detríticos
y los espacios porosos .........................................................................
65
Fig. 3.35. Pozo
13.
SVS-091,
profundidad
10227’
05’’.
Muestra
No.
Fotomicrografía que muestra el crecimiento del cuarzo en continuidad
óptica y la alteración de granos lábiles ...............................................
65
Fig. 3.36. Pozo
No.
12.
Fotomicrografía que muestra un grano de cuarzo fracturado ...............
67
SVS-091,
profundidad
10219’
07’’.
Muestra
Fig. 3.37. Pozo SVS-091, profundidad 10219’ 07’’. Muestra No. 12. Flujos de
hidrocarburo remanente ..................................................................... 67
Fig. 3.38. Procesos
que
ocurren
durante
el
enterramiento
de
una
cuarzoarenita ..................................................................................... 69
Fig. 3.39. Paragénesis de los cementos, mostrando además los cambios de
porosidad secundaria a lo largo del proceso .........................................
72
Fig. 3.40. Mapa Estructural de la Discordancia del Eoceno ................
75
Fig. 3.41. Mapa isópaco total ............................................................
78
Fig. 3.42. Mapa arena neta ...............................................................
79
Fig. 3.43. Mapa de Amplitudes con ubicación de pozos ......................
84
Fig. 3.44. Comparación entre los valores de amplitud y los valores de
espesor total para cada pozo ubicado en el área de estudio ..................
85
Fig. 3.45. Ubicación aproximada de la zona en estudio (Graben Lama)
mostrando las principales estructuras que la atraviesan y rigen su
sedimentación .................................................................................... 86
vii
Fig. 3.46. Relleno estratigráfico de la zona en estudio, indicando las
superficies de máxima inundación, los principales eventos compresivos y
las tres fases tectónicas .....................................................................
87
Fig. 3.47. Diagrama esquematizado de la estructura Lama Sur a nivel de
las calizas cretácicas del Grupo Cogollo ..............................................
89
Fig. 3.48. Procesos tectónicos dominantes en el área de Lama Sur
durante el Eoceno Inferior a Medio .....................................................
90
Fig. 4.1.
Segmentación de los sistemas de valles incisos .................. 95
Fig. 4.2.
Mapa
interpretativo
idealizado
de
distribución
de
la
electrofacies EF1: ríos entrelazados .................................................... 99
Fig. 4.3.
Mapa
interpretativo
idealizado
de
distribución
de
la
electrofacies EF2: sistema estuarino ................................................. 101
Fig. 4.4.
Mapa
interpretativo
idealizado
de
distribución
de
la
electrofacies EF3: sistema estuarino ................................................. 102
Fig. 4.5.
Fotografías
aéreas
que
muestran
diferentes
formas
de
distribución de las arenas deltaicas retrabajadas ............................... 105
Fig. 4.6.
(1976)
Comparación entre el perfil idealizado propuesto por Saxena
para
la
secuencia
vertical
típica
de
las
arenas
deltaicas
retrabajadas y el perfil del Pozo SVS-091 ........................................... 107
Fig. 5.1.
Esquema de ubicación aproximada de la zona donde se evaluará
la prospectividad ................................................................................ 108
Fig. 5.2.
Ubicación de las zonas de riesgo identificadas en el área de
estudio
......................................................................................... 110
viii
Fig. 5.3.
Esquematización del acuñamiento sugerido que presentan las
electrofacies contra el paleoalto ubicado en el área sureste de la zona de
estudio
........................................................................................ 112
ix
ÍNDICE DE TABLAS
Tabla 3.1. Relación de las muestras tomadas de cada núcleo con la
electrofacies a la cual pertenecen y el tipo de análisis realizado ........... 54
Tabla 3.2. Clasificación de las muestras estudiadas en secciones finas del
Miembro Santa Bárbara de la Formación La Rosa (según Pettijohn, Potter y
Siever, 1987) .....................................................................................
55
Tabla 3.3. Estado diagenético de las muestras estudiadas en secciones
finas (según Schmidt & McDonald, 1979) ............................................. 73
Tabla 4.1. Correlación entre las características fundamentales de los
sistemas de valles incisos definidas por Zaitlin et al. (1994) y los datos
presentados, tanto en el presente estudio como en trabajos previos, para el
Miembro Santa Bárbara de la Formación La Rosa ..............................
93
x
ÍNDICE DE ANEXOS
Anexo No. 1. Datos de producción acumulada y porosidad para algunos de
los pozos ubicados en la zona de estudio ............................................. 126
Anexo No. 2. Datos de los pozos ubicados en el área de estudio. Los topes
están tomados en su profundidad vertical verdadera bajo el nivel del mar
......................................................................................................... 127
Anexo No. 3. Datos obtenidos a partir de los mapas de atributos sísmicos
para cada uno de los pozos presentes en el área de estudio ................. 129
Anexo No. 4. Análisis Petrográfico Cualitativo del Pozo LRF-027 ....... 130
Anexo No. 5. Análisis Petrográfico Cualitativo del Pozo SVS-091 ....... 131
Anexo No. 6. Análisis Petrográfico Cualitativo del Pozo LRF-002 ....... 132
Anexo No. 7. Sección Estratigráfica No. 2 ......................................... 133
Anexo No. 8. Sección Estratigráfica No. 4 ......................................... 134
Anexo No. 9. Sección Estratigráfica No. 7 ......................................... 135
Anexo No. 10. Sección Estratigráfica No. 10 ....................................... 136
Anexo No. 11. Mapa isópaco total, Miembro Santa Bárbara, Formación La
Rosa ...........................................................................................…… 137
Anexo No. 12. Mapa isópaco de la electrofacies EF1, Miembro Santa
Bárbara, Formación La Rosa .............................................................
138
Anexo No. 13. Mapa isópaco de la electrofacies EF2, Miembro Santa
Bárbara, Formación La Rosa .............................................................
139
Anexo No. 14. Mapa isópaco de la electrofacies EF3, Miembro Santa
Bárbara, Formación La Rosa .............................................................
140
xi
Anexo No. 15. Mapa isópaco de la electrofacies EF4, Miembro Santa
Bárbara, Formación La Rosa .............................................................
141
Anexo No. 16. Mapa Estructural de la Discordancia del Eoceno .......... 142
Anexo No. 17. Mapa Estructural del tope de la Electrofacies EF1, Miembro
Santa Bárbara, Formación La Rosa .................................................... 143
Anexo No. 18. Mapa Estructural del tope de la Electrofacies EF2, Miembro
Santa Bárbara, Formación La Rosa ..................................................... 144
Anexo No. 19. Mapa Estructural del tope de la Electrofacies EF3, Miembro
Santa Bárbara, Formación La Rosa ..................................................... 145
Anexo No. 20. Mapa Estructural del tope de la Electrofacies EF4, Miembro
Santa Bárbara, Formación La Rosa ..................................................... 146
Anexo No. 21. Mapa
Interpretativo
Idealizado
de
distribución
de
la
electrofacies EF1, Miembro Santa Bárbara, Formación La Rosa ............ 147
Anexo No. 22. Mapa
Interpretativo
Idealizado
de
distribución
de
la
electrofacies EF2, Miembro Santa Bárbara, Formación La Rosa ............ 148
Anexo No. 23. Mapa
Interpretativo
Idealizado
de
distribución
de
la
electrofacies EF3, Miembro Santa Bárbara, Formación La Rosa ............ 149
Anexo No. 24. Mapa isópaco de arena neta total, Miembro Santa Bárbara,
Formación La Rosa ............................................................................. 150
xii
CAPÍTULO 1. INTRODUCCIÓN
1.1.
OBJETIVO
El objetivo general consiste en evaluar la posible prospectividad del
Miembro Santa Bárbara de la Formación La Rosa en las áreas adyacentes a los
yacimientos presentes en la zona de estudio. Para esto se ha cumplido con los
siguientes objetivos específicos:
•
Integrar la información existente de pozos, sísmica, núcleos y de
yacimientos en este intervalo y así ubicar posibles áreas no drenadas
dentro de los yacimientos en esta zona.
•
Se pretende unificar los criterios de correlación y características en
ambos bloques, los cuales presentan discrepancias en lo que respecta
al Miembro Santa Bárbara.
•
Cumplir con el último requisito exigido para optar por el título de
Ingeniero Geólogo otorgado por la ilustre Universidad Central de
Venezuela.
1.2.
UBICACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO
El área de estudio está ubicada al sur del Bloque IX y al oeste del Bloque
VI en el Lago de Maracaibo, estado Zulia, entre las coordenadas UTM:
1.076.403 y 1.096.096 al norte y 207.368 y 216.052 al este (Fig. 1.1) y
comprende el Miembro Santa Bárbara de la Formación La Rosa.
METODOLOGÍA
Para cumplir con los objetivos propuestos se llevaron a cabo las siguientes
actividades:
1
Revisión bibliográfica y obtención de los registros de pozos
Inicialmente se realizó la inve stigación bibliográfica que abarcó la revisión
de los diferentes trabajos de investigación e informes técnicos realizados en el
Lago de Maracaibo y relacionados con el Miembro Santa Bárbara de la
Formación La Rosa, objetivo de este estudio.
Los parámetros para la escogencia de los pozos a estudiar fueron: que
poseyeran núcleo (SVS-091, LRF-002 y LFR-027) y que los registros que
existiesen, principalmente los de rayos gamma y resistividad, atravesaran el
espesor de interés.
Fig. 1.1. Ubicación del
área de estudio
Definición de las electrofacies y su correlación estratigráfica
Se establecieron un total de 18 secciones estratigráficas que abarcaron
toda la zona en estudio, con direcciones norte-sur, noreste-suroeste y este2
oeste y en base a los pozos anteriormente escogidos. Dichas secciones fueron
concebidas de manera tal que contuvieran a los pozos con núcleos (SVS-91,
LRF- 02 y LRF-27) y que además se cortaran entre sí para poder hacer el
amarre de la información. Posteriormente, se identificó en cada una de ellas
el intervalo de interés (Miembro Santa Bárbara), que en el área de estudio
suprayace la Discordancia del Eoceno e infrayace las lutitas de la Formación
La Rosa.
En este trabajo se describen cuatro secciones estratigráficas (Sección
Estratigráfica No. 2, Anexo No. 5; Sección Estratigráfica No. 4, Anexo No. 6;
Sección Estratigráfica No. 7, Anexo No. 7; Sección Estratigráfica No. 10, Anexo
No. 8) las cuales se consideran las más representativas de la zona (Fig. 1.2).
Para identificar la discordancia del Eoceno se utilizaron diversos registros
de pozos tales como rayos gamma, resistividad, conductividad y registros de
buzamiento (dipmeter), así como los topes oficiales definidos en algunos de los
pozos.
El uso del registro de rayos gamma permitió identificar la discordancia
bajo la premisa de que sobre ella generalmente se ubica una capa de arenisca.
Si bien esto no es algo que se cumple a cabalidad en toda la zona fue uno de
los criterios que se utilizaron en los pozos donde los topes oficiales indicaban
la existencia del Miembro Santa Bárbara.
El registro de resistividad se utilizó teniendo en cuenta que las lutitas del
Mioceno son menos resistivas que las del Eoceno (Casas, 1998). Además los
cambios bruscos de conductividad entre el Mioceno y el Eoceno también fueron
de gran ayuda en el reconocimiento de la discordancia.
3
Fig. 1.2. Ubicación de los pozos en la zona de estudio. Ubicación de las secciones
estratigráficas mostradas en el presente trabajo: Sección Estratigráfica No. 2, Sección 2;
Sección Estratigráfica No. 4, Sección 4; Sección Estratigráfica No. 7, Sección 7 y Sección
Estratigráfica No. 10, Sección 10.
4
En algunos pozos se utilizó el registro de buzamiento, puesto que el
buzamiento de una serie de estratos encima de una superficie de discordancia
angular es distinto al de los más antiguos que están debajo de esta superficie.
Las electrofacies fueron definidas a partir de tres niveles lutíticos
presentes en todos los pozos de la zona, que separan al intervalo de interés en
cuatro cuerpos arenosos de espesor variable. Estos cuerpos arenosos fueron
identificados de base a tope como Electrofacies EF1, Electrofacies EF2,
Electrofacies EF3 y Electrofacies EF4.
Descripción de núcleos
Esta fase se realizó en la nucleoteca La Concepción de PDVSA, estado
Zulia. Se describieron un total de 43’ de testigos entre el pozo SVS-091,
ubicado en el Bloque IX y los pozos LRF-002 y LFR-027, ubicados en el Bloque
VI (Fig. 1.2). Para la descripción se tomaron en cuenta las siguientes variables:
profundidad y espesor del intervalo descrito, muestras tomadas para los
diferentes estudios (petrográfico, rayos X, geoquímica, etc.), tipo de litofacies,
grado de bioturbación, estructuras sedimentarias (tipo y tamaño de cada una
de ellas), textura, tamaño de grano (en ø), litología (lutita, heterolita,
arenisca), color (fresco y meteorizado) y observaciones.
Se tomaron un total de 11 muestras, una de ellas con la finalidad de
realizar un estudio palinológico y paleontológico y el resto para hacer el
análisis petrográfico cualitativo de las diferentes litologías identificadas en el
trabajo descriptivo.
Análisis petrográfico y cualitativo de las secciones finas
Dicho análisis englobó las siguientes características:
•
Tamaño de granos: tanto el rango en el que estos se encontraban,
como el tamaño más abundante (tamaño promedio).
5
•
Porcentaje de los componentes principales de la muestra: granos
detríticos, cemento, porosidad y matriz. Para la apreciación de todos
los porcentajes se utilizaron las tablas de estimación visual de Terry
& Chilingar (1995).
•
Porcentaje de redondez de los granos detríticos, los cuales se
evaluaron dentro del siguiente rango: muy anguloso, anguloso,
subanguloso, subredondeado, redondeado y muy redondeado. Para
esto se utilizaron las tablas de estimación visual de redondez de
Powers (1953).
•
Porcentaje de la selección o escogimiento de los granos detríticos,
cuyos rangos variaron entre muy bien escogido, bien escogido,
moderadamente escogido, mal escogido y muy mal escogido. Por lo
general, el porcentaje evaluado tanto para la redondez como para el
escogimiento se estableció entre dos rangos.
•
Porcentaje de los contactos entre granos presentes en la muestra.
Dichos contactos fueron evaluados según los términos suturado,
cóncavo-convexo,
longitudinal,
tangencial,
grano-matriz y grano-
cemento.
•
Orientación
de
los
granos
detríticos,
bien
sea
anisotrópica
o
isotrópica.
•
Porcentaje del tipo de porosidad presente en la muestra estudiada,
pudiendo ser intergranular, intrapartícula, por disolución, móldica,
por fractura o intercristalina.
•
Porcentaje de la composición mineral, detrítica y autigénica, de la
muestra.
6
•
Porcentaje de la composición de la matriz, en el caso de que el
análisis petrográfico lo permitiera.
•
Porcentaje de la composición del cemento, que pudo variar entre
matriz recristalizada, cuarzo, óxido de hierro, material calcáreo,
caolinita, y otros.
•
Clasificación de las areniscas según Pettijohn, Potter y Sievers (1987).
•
Evaluación de la compactación, la cual varió entre baja, media y alta.
•
Presencia de microestructuras.
•
Efectos diagenéticos observados.
•
Grado diagenético de la muestra. Esta clasificación se hizo tomando
en cuenta la propuesta por Schmidt y McDonald (1979), quienes
definieron los grados diagenéticos según cuatro estados texturales:
Estado inmaduro: o somero, está caracterizado por la compactación
mecánica (deformación de granos dúctiles, rotación y fracturación) de
arenas limpias y sin cementar, con porosidad intergranular primaria.
La compactación mecánica reduce el volumen inicial de la roca, así
como la porosidad primaria, mientras la compactación química está
ausente o es insignificante.
Estado semi-maduro: o intermedio, la coexistencia de porosidad
primaria reductible y de la compactación química extendida define el
rango del estado semi-maduro. Este estado textural está marcado por
dicha compactación química, mientras la mecánica es insignificante o
cesa por completo. Durante este proceso disminuye tanto el volumen
de la roca como la porosidad primaria intergranular la cual, al final
del proceso, llegará a niveles irreductibles. El material disuelto (bien
sea dentro de la arenisca o en las capas adyacentes) puede re7
precipitar dentro de la roca como cemento de poro, reduciendo la
porosidad. Puede aparecer porosidad secundaria y coexistir con la
porosidad heredada del estado inmaduro.
Estado maduro: o profundo, caracterizado por la ausencia de
porosidad primaria excepto por los poros lamelares irreductibles. La
porosidad secundaria puede heredarse de los estados precedentes u
originarse en este estado. La compactación química sucede en los
poros
secundarios
con
mayor
incidencia
que
la
compactación
mecánica. Puede dividirse en dos estados: el estado maduro temprano
de máximo desarrollo de la porosidad secundaria y el estado maduro
tardío caracterizado por una gradual destrucción de la porosidad
secundaria debida principalmente a la compactación química y al
hecho de que si se genera este tipo de porosidad su cantidad es
insignificante.
Estado supra-maduro: o muy profundo, ambos tipos de porosidades
se encuentran a niveles irreductibles. Puede generarse porosidad
secundaria por fracturamiento o lixiviación, pero rápidamente es
eliminada. La aparición del metamorfismo marca el final de este
estado.
Elaboración de mapas estructurales, de espesor total, arena neta total
y de distribución de electrofacies
Estos mapas se realizaron con el apoyo de los resultados obtenidos a
partir del programa computarizado CPS3, perteneciente a la plataforma de
Geoframe de Schlumberger® . Sin embargo, los mapas que se presentan son
producto de la interpretación geológica realizada al integrar los datos dados por
dicho programa, la correlación estratigráfica realizada y la interpretación
personal. La base de las fallas a nivel de la discordancia del Eoceno y que fue
8
usada en la elaboración de los mapas estructurales, ya existía en la base de
datos de PDVSA y fue realizada por el Ing. Ricardo Ramírez.
Se tomaron cuatro mapas de atributos sísmicos (amplitud, frecuencia
instantánea, reflexión y fase instantánea), realizados por la Ing. Yajaira
Sánchez para el análisis de los atributos sísmicos en la zona. Los datos
obtenidos a partir de estos mapas se compararon con los datos generados en el
presente estudio (espesor de cada electrofacies, espesor total, espesor de
arena neta total, porcentaje de arena y datos de porosidades obtenidos de las
carpetas de algunos pozos). Se realizaron un total de 32 gráficos de líneas de
tendencia con la ayuda del programa computarizado Microsoft Excel; a cada
gráfico se le calculó la mejor línea de tendencia y el correspondiente grado de
correlación entre los datos (R2).
1.3.
TRABAJOS PREVIOS
La Formación La Rosa (Mioceno) fue descrita por primera vez por Liddle
(1928), el cual llamó Arena de Santa Bárbara a la parte inferior de los
sedimentos arenosos incluidos hoy en dicha formación.
Hass y Hubman (1937) denominaron a dicha Formación La Serie La Rosa
Inferior, nombre que posteriormente fue reemplazado por el de Formación La
Rosa por Hedberg y Sass (1937).
Hoffmeister (1938) subdividió la formación en las zonas de Cadulus y
Microdillia, donde la primera corresponde al Miembro Santa Bárbara y su fósil
tipo es Cadulus (Gladiliopsis) dentalinus Guppy.
Manger (1938) la subdivió en cuatro unidades, tomando en cuenta
minerales detríticos, litología y paleontología: Santa Bárbara Inferior, Santa
Bárbara Superior, Arcilita Marina Verde y Arena La Rosa.
9
Sutton (1946), por su parte, estableció otra subdivisión: Arena Santa
Bárbara, Miembro Marino, Arena Intermedia y Arena La Rosa. Describió el
Miembro de Arena Basal de Santa Bárbara en los campos costaneros de Bolívar
como areniscas pobremente consolidadas de aguas salobres a marinas,
algunas arcillosas o con intercalaciones frecuentes de arcillas laminares.
Además, menciona capas delgadas de caliza dura en la parte sur del campo
costanero de Bolívar.
Haciendo una revisión de la información existente para la época, Martínez
(1961) estableció que la arena Santa Bárbara representa el primer depósito
sedimentario producto de la transgresión marina que depositó a la Formación
La Rosa, y establece que Santa Bárbara es un suave homoclinal que buza
entre 3° y 6° al sur. También nombra dos tendencias prominentes de
acumulación de petróleo a lo largo de los límites del área de estudio (al
noreste del la Cuenca de Maracaibo) y data al petróleo contenido en las
secciones eocenas, en la Formación Urdaneta y en el Miembro Santa Bárbara
como de edad Mioceno.
Krause (1969) estableció un contacto discordante entre las formaciones
La Rosa y Lagunillas en la parte Nor-Central del Lago de Maracaibo: un
levantamiento epirogénico cerró el ciclo depositacional de la Formación La
Rosa exponiendo el área a erosión durante un lapso de tiempo corto,
paleontológicamente insignificante. Propone, además, que sobre esta superficie
expuesta a erosión se desarrolló un sistema fluvio-deltaico, el cual más tarde
comenzó la depositación de la Formación Lagunillas, siendo el fin de la erosión
y el comienzo de la depositación de la Formación Lagunillas consecuencias de
un movimiento epirogénico descendente.
Sánchez (1987) identificó en el pozo SVS-219 y en el intervalo Santa
Bárbara cuatro cuerpos arenosos separados por lutitas delgadas. Establece,
10
además, un contacto discordante con las lutitas masivas infrayacentes de la
Formación Paují. Además, propone que el yacimiento SLG-(12-04) forma al tope
del Miembro Santa Bárbara un homoclinal de buzamiento suave (~5°) al sur,
que está ubicado en el flanco este de la falla Lama-Icotea, limitado por ésta al
oeste y por tres fallas normales al norte, sureste y suroeste.
Martínez (1993) estudió las formaciones La Rosa y Lagunillas en el flanco
oeste del Bloque IX y define a la Formación La Rosa como un conjunto de
sedimentos marinos de edad Mioceno depositados sobre Icotea o sobre la
superficie truncada del Eoceno, cuyo límite superior está marcado por la
culminación de un ambiente favorable a la vida marina normal. De igual modo,
propone la división de la Formación La Rosa en cuatro zonas ascendentes:
Miembro Santa Bárbara, Lutitas Marinas Intermedias y dos niveles arenosos:
la Arena Intermedia y la Arena La Rosa. Además, interpreta a nivel del
miembro C-2-X de la Formación Misoa un suave monoclinal con rumbo
noroeste-sureste y en el tope de la Formación La Rosa un alto estructural con
rumbo noreste-suroeste limitado hacia los flancos por fallas inversas.
Flores y Franchi (1993) estudiaron el Miembro Santa Bárbara en los
yacimientos 0019, 0021, 0002, 0008, 0069 y 0040 y establecen que dicho
miembro se sedimentó bajo un régimen transgresivo y que presenta, en la
mayoría de los pozos del área, una coalescencia entre Santa Bárbara y las
arenas B-X de la Formación Misoa. Describen el núcleo LRF-2 como
consistente de una arenisca cuarzosa con poco material cementante y muy
poco consolidada, con facies S y S1. También establecen un monoclinal con
rumbo noroeste-sureste con buzamiento de ~5° al suroeste, y distinguen un
sistema de fallas normales de rumbo noreste-suroeste y buzamiento al
noroeste y otro sistema de fallas con orientación noroeste-sureste y
buzamiento hacia el suroeste.
11
Arminio et al. (1994) hicieron una revisión de la información ya existente y
de los datos sísmicos 3D obtenidos para la época, establecieron tres fases de
deformación para el área de Lama Sur (mitad sur del Bloque XI y parte de los
Bloques X y VI) e identificaron episodios de transtensión y compresión entre el
Eoceno Temprano y el Mioceno debidos a la reactivación de la falla de Icotea
por el emplazamiento de la Placa Caribe y explicaron la evolución tectónica del
área de Lama Sur y su relleno estratigráfico. Asimismo elaboraron diagramas
de soterramiento y perfiles de maduración termal para establecer el momento
de la generación de hidrocarburos en la roca madre (Formación La Luna),
colocándolo entre el Eoceno Superior y principios del Oligoceno y plantearon,
además, un patrón de remigración y acumulación de los hidrocarburos así
generados.
Ambrose et al. (1996) realizaron una descripción a detalle (que incluyó
datos de geología, petrografía, petrofísica, palinología, geofísica e ingeniería de
producción) en el área Mioceno Norte de los yacimientos del Mioceno Bach-24,
A-22, LL-02 y LL-08 y establecen que los depósitos fluviales de la parte basal
del Miembro Santa Bárbara se encajonan (como valles incisos y confinados)
dentro de los depósitos marinos infrayacentes de la Formación Icotea,
mientras que la parte superior del miembro consiste de depósitos de
transgresión marina asociados con cambios relativos del nivel del mar e
inundaciones
del
sedimentario
y
la
sistema
fluvial.
geometría
de
También,
la
roca
es
proponen
diferente
que
a
el
origen
las
arenas
suprayacentes de la Formación La Rosa de la cual está separado por una lutita
marina de gran extensión. Además, determinan que el contacto con la
Formación Icotea infrayacente es erosional y consiste en una lutita de baja
resistividad cuyo espesor varía desde ~3 m (~10 ft) hasta más de 12 m (>40 ft).
12
Por último establecen que este intervalo contiene más de 3 MMBls de petróleo
recuperable entrampado en sus areniscas.
León et al. (1997) estudiaron el Miembro Santa Bárbara en el Bloque I y la
describieron como una arenisca de espesor variable entre 5’-60’, depositada en
un ambiente fluvio deltaico, suprayacente a la inconformidad que trunca las
sucesiones del Eoceno (formaciones Misoa y Paují); y observaron cambios de
facies, de espesores y de calidad de roca, que le permitieron establecer una
variación lateral de sur a norte y una heterogeneidad en la estratigrafía.
Casas (1998) estudió la Formación La Rosa en el Bloque I del Lago de
Maracaibo y estableció un marco estratigráfico secuencial que podría controlar
la geometría y orientación de los cuerpos sedimentarios. De igual forma,
definió cuatro unidades informales, en base a perfiles de resistividad SN, para
el Miembro Santa Bárbara: la Unidad Amarilla, la Unidad Naranja, la Unidad
Verde y la Unidad Roja, esta última con posibilidades para la explotación.
Cepeda (1999), basándose en los datos de sísmica 3D existentes para el
momento, identificó en las formaciones Icotea y La Rosa al menos dos
secuencias estratigráficas a las que denominó como Secuencia I y II. Para la
primera
secuencia
determinó
tres
sistemas
encadenados:
el
sistema
encadenado de bajo nivel (LST, en sus siglas en inglés) en el que observó
sedimentos continentales, el sistema encadenado transgresivo (TST, en sus
siglas en inglés) en el que observó sedimentos fluviales y el sistema
encadenado de alto nivel (HST, en sus siglas en inglés) en el que observó
sedimentos depositados en ambiente plataformal que no excedieron el quiebre
de la plataforma y en la Secuencia II especificó dos sistemas encadenados: el
sistema encadenado transgresivo, que consta de sedimentos fluviales y el
sistema encadenado de alto nivel, que comprende sedimentos de plataforma
con geometría similar al de la Secuencia I.
13
1.4.
AGRADECIMIENTOS
A la Universidad Central de Venezuela, por darme el Universo necesario
para hacerme un ser humano.
A mis tutores, Prof. Omar Rojas e Ing. Manuel Serrano, por todo el apoyo
que me dieron, su guía y su confianza. Fue un placer aprender de Uds.
Dos agradecimientos muy especiales: a Franco Márquez, por enseñarme
cuáles puertas cruzar e, incluso, acompañarme a cruzar muchas de ellas; a
Cecilia González, por sus invaluables consejos e incondicional apoyo.
A Gustavo Bertorelli, por estar siempre dispuesto a ayudarme.
A Cruzolio Luzardo, Yajaira Sánchez, Lucy Amaro, Ricardo Ramírez,
Beatriz Medina, Maruja Granie, Ana María Wessolossky y Carlos De Sousa, por
toda su colaboración en las diversas etapas de este trabajo.
A todo el grupo de dibujantes, especialmente al Sr. Carlos Assante, por su
constante disposición de ayuda y su paciencia en las diversas correcciones de
los mapas y demás gráficos. Al equipo de la sala de plotters, por toda la ayuda
prestada.
A todo el personal de la Nucleoteca La Concepción, por hacerme sentir
como en casa.
Al Prof. Alfredo Mederos, por su amistad y confianza y a la Prof. Lilian
Navarro, por sus atinadas observaciones durante la realización de este trabajo.
A María Auxiliadora y Eunice, por toda su paciencia en las carreras de los
últimos días.
A todo el personal, anterior y actual, de la Biblioteca Dr. Virgil Winkler
especialmente a la Sra. Aura, el Sr. Marcos, Harold, Eduardo y la Sra. Morella.
14
A mi mamá y mi papá, por hacer de mí esta equilibrada mezcla de sus
caracteres. Los adoro.
A Israel, por ser mi mejor amigo, mi maestro y mi todo.
A Mami, por ser la columna vertebral de la familia. A Madrina, por su
incondicional amor.
A Maira y Mario, por representar tanta guía y apoyo a lo largo de toda mi
carrera y mi formación. A José Ramón y Alicia, por ser pilar de buen humor en
todo momento. A mi tío Jorge, por todo su apoyo y asesoría.
A Víctor, por ser el mejor ahijado que se pueda tener. A Verónica, por ser
tan gran amiga. A Sabrina, por ser un ejemplo constante de voluntad, coraje y
empeño. A Jorge y Greta, por la gran capacidad de ayuda que demostraron. A
Joaquín, porque a pesar de todo, se es lo que se quiere ser. A Tahio, por estar
siempre presente, de alguna manera.
A Blanquita, por todo el Universo que compartimos.
A Gabriela, Gaby, Lilian y Elisa, por hacerme sentir tan afortunada.
Nuevamente a Gaby, por todo lo que corrió en mi lugar. A Ennia, por ser una
hermana muy especial.
A Nuris, por enseñarme a entender la geología, por creer en mí y por su
invaluable amistad.
A María Elena, por ser tan auténtica. A María Angélica por ser la amiga
más maternal que he tenido.
A Mauricio, por su incondicional apoyo, presencia y solidaridad. También
por existir.
A Ivo, por su inquebrantable presencia en cada minuto de mi vida.
A Galo, por su fidelidad.
15
CAPÍTULO 2. EVOLUCIÓN GEOLÓGICA DE LA CUENCA DE MARACAIBO.
2.1.
ESTRATIGRAFÍA REGIONAL
La Cuenca de Maracaibo se ubica al noroeste de Venezuela, ocupando 45505
Km2 en Venezuela y aproximadamente 2200 Km2 en Colombia (Kiser, 1992).
Gracias a las perforaciones realizadas, en el Lago de Maracaibo se han
encontrado rocas metamórficas por debajo de las Cretácicas, considerados por
González de Juana et al. (1980) como posibles equivalentes de las formaciones
Paleozoicas de la zona andina central.
El
basamento
cratónico
de
Venezuela
consiste
de
tres
provincias
Precámbricas con rocas metamórficas, metasedimentarias y metaígneas. La
paleogeografía al momento de la sedimentación jurásica está representada por el
Arco de Mérida, el cual es definido por Lugo (1994) como un contrafuerte tectónico
con dirección noroeste-sureste, perpendicular a Los Andes merideños. Las rocas
que conforman esta secuencia precámbrica están representadas por la Formación
Mucuchachí, que consiste de filitas gris oscuro a negro, cuarzosas, sericíticas y
grafitosas, con componentes secundarios de clorita, epidoto, feldespato, pirita y
calcita; cuyo espesor varía entre 200 y 300 m. Yoris y Ostos (1997) proponen que
las rocas paleozoicas de Venezuela se agrupan en terrenos autóctonos y alóctonos.
La Fig. 2.1 muestra la columna estratigráfica generalizada para las rocas
presentes en la Cuenca de Maracaibo.
Sedimentación Pre-Cretácica
Las rocas sedimentarias más antiguas del Mesozoico en el occidente de
Venezuela están representadas por la sedimentación continental del Grupo La Gé
en Perijá, que incluye la Formación Tinacoa (Hea y Whitman, 1960), la Formación
16
Macoíta (Hedberg y Sass, 1937) y la Formación La Quinta (Künding, 1938). Dichas
formaciones se sedimentaron en ambientes continentales con una fuente local de
material volcánico piroclástico: en el Lago de Maracaibo se ha encontrado, a
grandes profundidades, capas rojas de la Formación La Quinta, en el bloque
deprimido de la zona de las fallas Icotea y Pueblo Viejo (Lugo y Mann, 1995) (Fig.
2.2).
Fig. 2.1 Columna estratigráfica generalizada de la Cuenca de Maracaibo (Tomado y modificado
de http://www.pdv.com/lexico, 2000)
17
La Formación Tinacoa ha sido descrita por García (1985) como una variedad
de rocas volcánicas y sedimentarias. González (1975) la describe como lutitas
calcáreas que gradan por una parte a margas y calizas, por la otra a lutitas y
agrega que contiene algunas capas de tobas y de areniscas. Se estima que el
espesor de la sección puede alcanzar los 2.000 m.
Fig. 2.2 Rocas Jurásicas en Venezuela (Tomado de Yoris y Ostos, 1997):
1. Sierra de Perijá
2. Basamento en el subsuelo de la Cuenca de Maracaibo
3. Los Andes
4. Subsuelo de las Cuencas de Barinas-Apure (Graben de Apure-Mantecal) y Oriental
(Graben de Espino) e interpretadas en profundidad como involucradas a los
corrimientos de la Serranía del Interior.
La Formación Macoita consiste de limolitas calcáreas, de color gris aceituna,
interestratificadas con
arcosas de
color
gris
parduzco y tobas líticas. Hea
y Whitman (1960) midieron 2.350 m de espesor para toda la Formación, mientras
que Bowen (1972) indica espesores máximos entre 1.850 a 1.950 m.
18
La Formación La Quinta ha sido descrita por Schubert et al., (1979) como
compuesta por tres intervalos: uno inferior, que consta de una capa de toba vítrea
(unos
150
m
de
espesor);
uno
medio,
consistente
de
una
secuencia
interestratificada de toba, arenisca gruesa y conglomerática, limolita y algunas
capas
delgadas
de
caliza,
de
color
verde,
blanquecino,
gris
o
violáceo
(aproximadamente 840 m de espesor); y un intervalo superior, formado por limolita
y arenisca, intercaladas con algún material tobáceo, de color rojo ladrillo y pardo
oscuro, de aproximadamente 620 m de espesor.
La generación de los surcos Machiques, Barquisimeto y Uribante (Fig. 2.3)
con orientación noreste-suroeste, controlaron la depositación de la cuenca de aquí
en adelante (Lugo y Mann, 1995).
Sedimentación Cretácica
Al comienzo del Cretácico una transgresión marina causó la inundación del
Escudo
de
Guayana
y
los
conglomerados basales barremienses de dicha
transgresión están representados por la Formación Río Negro (Hedberg y Sass,
1937). Esta unidad se deposita en el surco de Machiques en Perijá (areniscas muy
feldespáticas) y en Uribante en Táchira (areniscas muy cuarzosas); y consiste
principalmente
de
areniscas
blancas
de
grano
grueso
y
conglomerados
heterogéneos. Hacia su parte media la formación presenta horizontes de coloración
rojiza, quizá provenientes de la exposición subaérea, erosión y resedimentación de
la Formación La Quinta. Su espesor varía desde 5 m (Caño Zancudo), escasos
metros en pozos perforados en el Lago de Maracaibo, hasta 1.500 m en el Surco de
Machiques (González de Juana et al., 1980).
Al quedar rellenos los surcos comienza la depositación de las calizas del
Grupo Cogollo (Aptiense – Albiense), debido a que la transgresión invade toda el
área desde la Serranía de Perijá (Fig. 2.4) hasta el límite sureste de la Cuenca
19
Barinas – Apure y hacia el Escudo de Guayana (Parnaud et al., 1995). Es una
secuencia carbonática formada en una plataforma somera estable (Lugo y Mann,
1995) y está constituido por la Formación Apón (Sutton, 1946), la Formación Lisure
y la Formación Maraca (Rod y Maync, 1954).
La Formación Apón (Aptiense – Albiense) es una secuencia de calizas, lutitas
y limolitas negras fosilíferas (Miembro Tibú), considerada por Bartok et al.(1981)
como sedimentos de un ambiente restringido de aguas marinas llanas y de baja
energía. A finales del Aptiense sucede la depositación de las delgadas lutitas
dolomíticas que constituyen el Miembro Guáimaros de la Formación Apón, el cual
se extiende sobre una gran parte de la plataforma de Maracaibo y del frente
20
andino (González de Juana et al., 1980). El Miembro Machiques de la Formación
Apón se deposita en el surco de Machiques, el cual sufre una notable subsidencia,
produciendo la sedimentación de lutitas calcáreas laminares y oscuras. La
depositación de las calizas plataformales del Miembro Piché de la Formación Apón
representa la reanudación de una circulación normal marina en la parte
occidental de la cuenca, mientras que hacia el suroeste se deposita la Formación
Aguardiente como una interdigitación de arenas y lutitas con calizas grises.
Fig. 2.4 Facies sedimentarias dominantes durante el Cretácico Temprano al norte del Cratón
de Guayana (Tomado de Yoris y Ostos, 1997).
Durante el Albiense Medio se deposita la Formación Lisure representada por
las areniscas glauconíticas y calizas coquinoideas producto de la subsidencia
relativa del Surco de Machiques.
Transicionalmente se deposita la Formación Maraca (Albiense Tardío –
Cenomaniense) que representa la depositación en aguas llanas cercanas a la costa
(León, 1975) de areniscas glauconíticas y calcáreas y calizas bioclásticas
21
intercaladas con capas delgadas de margas y lutitas grises. González de Juana et
al (1980) concluye que esta unidad se encuentra también al este de Los Andes
merideños, en la cuenca de Barinas. No se han reportado espesores mayores a los
40 m. (Rod y Maync, 1954), y se adelgaza hacia Los Andes, donde Renz (1959)
midió de 10 a 15 m. en Táchira.
Durante
el
período
Cenomaniense-Santoniense
ocurre
la
máxima
transgresión marina y sucede la depositación de la Formación La Luna (Hedberg y
Sass, 1937). Consiste típicamente de lutitas y calizas calcáreas fétidas, con
abundante materia orgánica laminada, delgadamente estratificadas, densas, de
color negro a gris oscuro. Es frecuente encontrar ftanita negra en forma de vetas,
nódulos y capas delgadas; las concreciones elipsoidales a discoidales de 10 a 80
cm. de espesor son típicas de la formación. Si bien se acepta que su ambiente de
depositación fue anóxico debido a la profundización rápida del fondo marino, ha
habido controversia con respecto a la profundidad de sedimentación de esta
Formación: Boesi y Goddard (1989) han indicado 1000 m. bajo el nivel del mar;
Méndez (1990) ha propuesto 50 m. y Lugo y Mann (1995) proponen un mínimo de
150 m. de profundidad de agua, basados en un modelo de Byers (1997) para la
profundidad mínima de ambientes anóxicos.
Los espesores en la Cuenca de Maracaibo varían entre 100 y 300 m., con la
tendencia a aumentar de norte a sur . Las capas de cenizas volcánicas en la base
de la Formación La Luna sugieren la presencia de un arco volcánico Pacífico al
oeste de la zona del Lago de Maracaibo (Parnaud et al, 1995). Durante este período
de sedimentación ocurre la máxima transgresión del Cretácico para el occidente
de Venezuela.
El Miembro Socuy de la Formación Colón ha sido interpretado por Ghosh
(1984) como una sección condensada y consta de 40 m. de calizas margosas de
22
edad Maestrichtiense Temprano, de colores claros con intercalaciones muy
escasas de lutitas. Este miembro separa la secuencia transgresiva subyacente de
una secuencia regresiva suprayacente marina a marina somera conocida como
Formación Colón. El Miembro Socuy se depositó sobre 2 a 3 m de caliza
glauconítica que Ford y Houbolt (1963) consideran como el Miembro Tres Esquinas,
aunque otros autores incluyen en el Miembro Socuy. En sí, las calizas de esta
unidad se distinguen de las de la Formación La Luna por la presencia de
foraminíferos bénticos, el color más claro de la matriz y la ausencia de laminación
(González de Juana et al, 1980).
La
Formación
Colón
está
compuesta
principalmente
por
calizas
microfosilíferas gris oscuro a negras, macizas, piríticas y ocasionalmente micáceas
o glauconíticas, con margas y capas de calizas subordinadas. Las lutitas son
más arenosas hacia la base y hacia el tope, donde pasa transicionalmente a la
Formación Mito Juan. En la localidad tipo en el río Lobaterita, la secuencia
presenta 900 m de espesor (LEV, 1970) y en el río Santo Domingo aflora un espesor
muy reducido de la formación. Hacia el final de la depositación de la Formación
Colón el Arco de Mérida estuvo parcialmente emergente en la parte sureste de la
Cuenca de Maracaibo (Lugo y Mann, 1995).
Este ciclo sedimentario culmina en el Maestrichtiense (Fig. 2.5) con la
depositación de la Formación Mito Juan (Garner, 1926), cuya litología consiste de
arcillas grises, gris verdosas y negras, localmente arenosas, en la cuales el
contenido de limo y arena aumenta hacia el tope, donde ocasionalmente se
encuentran capas delgadas de calizas y areniscas. Son comunes las concreciones
discoidales de arcillas ferruginosas formando capas delgadas. El espesor máximo
de la Formación se ha reportado en el Estado Táchira, donde varía entre 215 y 755
m.
Lugo
(1991)
menciona
que
la
Formación
Mito
Juan
se
depositó
23
concordantemente sobre la Formación Colón, representando la fase final del
descenso del nivel del mar durante el Cretácico tardío.
Sedimentación del Cenozoico
Al finalizar el Cretácico y a comienzos del Paleoceno Temprano sucede la
colisión de la Placa de Nazca con el occidente de Venezuela y Colombia.
La Formación Guasare consiste de calizas paleocenas y areniscas calcáreas y
presenta una pronunciada variación lateral de facies, gradando a arcillas hacia el
noroeste, a rocas sedimentarias marino someras hacia el norte, a rocas clásticas
de grano grueso hacia el oeste y a depósitos deltaicos a fluviales hacia el sur (Lugo
y Mann, 1995). En la sección tipo, el espesor (incompleto) de la Formación Guasare
es de unos 120 m. En el río Cachirí es de 390 m., y en el río Socuy de 370 m.
Transicionalmente se deposita la Formación Marcelina, cuyas numerosas capas de
carbón son indicativas de un ambiente parálico (González de Juana et al., 1980).
Parnaud et al (1995) indica que en el Paleoceno Superior-Eoceno Inferior,
dominaban condiciones marino profundas en la parte norte de la cuenca, las
cuales
dieron
como
resultado
la
sedimentación
de
abanicos
turbidíticos
característicos de la Formación Trujillo. Es común encontrar en esta Formación
bloques de olistolitos cretácicos y fragmentos del Grupo Cogollo y la Formación La
Luna.
González de Juana et al (1980) definen esta Formación como un flysch normal
predominantemente lutítico. Su litología consiste de lutitas gris azulado oscuro a
gris oscuro y negro y areniscas grises y pardas en menor proporción. Las lutitas
son localmente micáceas y carbonosas; las areniscas son de grano fino a medio,
micáceas y localmente carbonosas, bien estratificadas en capas cuyos espesores
van de unos pocos centímetros hasta 2 m. El autor también señala capas delgadas
24
de carbón sub-bituminoso. Los espesores varían desde 1.800 m. en la sección tipo y
2.700 m. en el río Jirajara (Brondijk, 1967).
Fig. 2.5 Facies sedimentarias dominantes durante el Maestrichtiense, Cretácico Tardío
(Tomado de Yoris y Ostos, 1997).
Sutton (1946) estimó un espesor de 4.876 m. en la sección tipo, aunque lo
consideró excesivo debido a posible repetición por plegamiento y falla. Macsotay et
al (1989) consideran que los espesores publicados son verdaderos, al no haber
repetición por fallas ni pliegues.
En el Paleoceno Temprano tiene lugar la sedimentación de la Formación
Mirador. Según González de Juana et al. (1980) la sección tipo se caracteriza por
areniscas blancas de grano fino a medio con capas delgadas de gránulos o
guijarros de cuarzo; toda la sección presenta material carbonáceo, observándose
algunas intercalaciones de lutitas en su tercio superior y capas delgadas de
carbón interestratificadas con las mismas. Se dividió en tres unidades informales:
25
un intervalo inferior constituido por areniscas macizas de grano grueso con
estratificación cruzada en escala de metros, intercaladas con arcillas limosas y
arenosas. Hacia el sur se observan algunos niveles conglomeráticos, en el
subsuelo de Alturitas, las areniscas son de grano fino y laminadas. Se ha
mencionado la presencia en el subsuelo de un intervalo lutítico de 20 a 30 m. de
espesor, que se caracteriza por arcilitas y lutitas gris oliva claro, localmente
carbonáceas y con una o dos capas lenticulares de carbón. El intervalo superior,
muestra areniscas cuarzosas limpias, de grano grueso a conglomeráticas; las
areniscas son lenticulares con acanaladuras y frecuentemente macizas (González
de Juana et. al, 1980).
En la sección de Seboruco, situada 70 Km. al sureste de la sección tipo, por la
carretera La Fría-Seboruco, tanto la litología como la estratigrafía sugieren que en
las secciones de la quebrada La Parada (cerca de la Mina Lobatera) y Seboruco, la
Formación Mirador es de origen fluvial, depositada por ríos con meandros y/o ríos
trenzados. Los espesores varían desde 600 m. en pozos cerca de El Rosario hasta
50 m. cerca de Omuquena (Notestein et al 1944).
Hacia el Eoceno Medio un inmenso sistema fluviodeltaico está representado
por la Formación Misoa en toda el área de la cuenca. El depocentro de esta
Formación ocurrió en un cinturón elongado a lo largo del borde noreste de lo que
hoy en día es el Lago de Maracaibo.
Van Veen (1972) describe una variedad de facies características de un
complejo deltaico, en una sección completa de núcleo de pozo de la Formación
Misoa, incluyendo de base a tope ambientes de canales distributarios dentro de un
plano deltaico. Las características de los sedimentos de la Formación Misoa,
dependen de su posición en la cuenca, del ambiente de sedimentación, de la
distancia entre ellos y de la fuente de los mismos. Hacia el noreste hay más
26
lutitas y areniscas de grano fino, mientras que hacia el sur y sureste, el
porcentaje de arena aumenta al 80 y 90% de la sección, y los granos se hacen más
gruesos. Se encuentran areniscas, limolitas y lutitas intercaladas en distintas
cantidades, en toda la sección y hacia el este, en la sierra, algunas capas de
caliza en la parte inferior. En el área del Lago se encuentran capas delgadas de
caliza, en la parte inferior (Miembro C-7). Los espesores son variables: en la región
descrita por Brondijk (1967) se mencionó un espesor compuesto de 5.000 m., y
sugirió una probable variación de 3.500 a 5.500 m.
La unidad adelgaza hacia el oeste, donde se encuentra reducida por la
erosión; los menores espesores se han encontrado en el lado oeste del Lago, en los
pozos
UD-Sur
y
SOL,
donde
se
encuentran
1.000
m.
preservados,
con
aproximadamente 500 m. erosionados, y en el alto estructural de Lama-Icotea hay
un mínimo de 200 m., mientras que en los flancos aumenta hasta 3.700 m.
La Formación Paují es, esencialmente, la unidad es una espesa secuencia de
lutitas, claramente diferenciables de las areniscas de las formaciones Misoa
infrayacente, y Mene Grande suprayacente. Las lutitas típicas tienen color gris
mediano a oscuro, y son macizas a físiles y concrecionarias. El espesor total en la
sección de referencia del río San Pedro, es de 1.200 m. En otros sitios, la
complejidad estructural impide la medición precisa, o bien, el tope de la formación
ha sido erosionado. En el subsuelo del lago de Maracaibo, se reconocen espesores
erosionados de hasta 820 m. en Ceuta, y en el centro del lago hay hasta 200 m.
preservados (http://www.pdv.com/lexico).
La Formación La Sierra está caracterizada por areniscas, limolitas y algunas
lutitas con láminas de lignito y muy pocas capas de carbón (González de Juana et
al., 1980). En la sección tipo, Hedberg y Sass (1937) describen someramente la
27
litología, como areniscas pardas, masivas, en capas gruesas a medianas, con
intercalaciones de lutitas y lutitas arenosas.
En el Oligoceno se sedimenta la Formación Icotea (Hedberg y Sass, 1937) la
cual se encuentra de modo esporádico rellenando depresiones de la superficie
eocena erosionada; se le ha atribuido origen eólico, con cambios a facies de
pantanos y lagunas. En la localidad tipo, la Formación Icotea consiste en limolitas
y arcilitas duras, macizas blancas a gris claro, ocasionalmente carbonáceas y
moteadas de verde claro, amarillo y marrón rojizo. Son frecuentes las esferulitas
de siderita, capas ocasionales de lutitas y areniscas verdosas a gris. Se mencionan
sedimentos terrestres oxidados y algunas evaporitas en la porción superior de
Icotea. Debido a las zonas donde se depositó (las depresiones de la discordancia
del Eoceno), sus espesores son muy variables: en el área tipo, el espesor varía de
20 a 180 m., en el Sinclinal de Icotea. En la Costa Occidental del Lago, el espesor
está alrededor de los 15 m., mientras que en el Campo Boscán es de 200 m. o
más.
En el Mioceno comienza la sedimentación producida por una transgresión de
corta duración (González de Juana et al., 1980) representada al oeste de la cuenca
por la depositación de las rocas del Grupo El Fausto: Formación Ceibote, de
carácter arenoso y las formaciones aparentemente transicionales Peroc, Macoa y
Cuiba, donde Macoa es considerada como un intervalo más marino.
En la transgresión del Mioceno, ocurre la sedimentación de la Formación La
Rosa discordantemente sobre la Formación Icotea. Dicha Formación ha sido
dividida en cuatro miembros:
Miembro
Santa
Bárbara:
está
formado
por
areniscas
arcillosas
poco
consolidadas, grises a marrones, que localmente pueden alcanzar espesores
bastante grandes, lutitas gris verdoso interlaminadas con areniscas. En el área de
28
Cabimas, las lutitas forman un intervalo de hasta 28 m. entre cuerpos de
arenisca. También se encuentran lignitos y nódulos de siderita. Sutton (1946)
menciona capas delgadas de caliza dura en la parte sur del campo costanero de
Bolívar.
Lutita La Rosa: lutitas gris verdoso a verde claro, fósiles, con laminaciones.
Intercalaciones de areniscas delgadas fosilíferas.
Arena Intermedia: arenas arcillosas en capas delgadas con lutitas verdosas
fosilíferas y arcilitas arenosas.
Arena La Rosa: areniscas friables, macizas de grano fino, gris a marrón y
lutitas gris verdoso con moluscos y foraminíferos.
La formación tiene un espesor variable relacionado con su sedimentación
sobre la discordancia eocena. En la localidad tipo, el espesor varía de 180 a 250 m.
disminuyendo hacia el sur y el norte. Hacia el noreste del campo La Rosa, alcanza
1006 m. en la estructura de Quiroz (Sutton, 1946).
Sobre la Formación La Rosa se depositan las lutitas, arcillas y arenas
petrolíferas de la Formación Lagunillas (Pérez de Mejía et al., 1980).
En términos generales, la Formación Lagunillas consiste en areniscas poco
consolidadas, arcillas, lutitas y algunos lignitos. Las características individuales
de los miembros reflejan el cambio de ambiente marino somero, a deltaico y
fluvial. Esta se divide en seis miembros, los cuales no tienen una distribución
geográfica regular:
Miembro Lagunillas Inferior: está compuesto por areniscas friables, de grano
fino, de color variable de marrón a gris claro y a blanco, intercaladas con lutitas
gris claro, gris verdoso o gris oscuro. Localmente se encuentran lignitos.
29
Miembro Ojeda: en la Costa Oriental del Lago consiste en arcillas moteadas,
areniscas color gris, localmente glauconíticas y lutitas grises. En el área Lago
Central, se encuentran lutitas color gris a gris verdoso y gris oscuro, areniscas
colores blanco, gris o marrón y lignitos. (Szenk, 1959).
Miembro Marlago: en el área Lago Central consiste, en areniscas blancas, gris
o marrón con lutitas gris oscuro y verdoso y lignito (Szenk, 1959)
Miembro Laguna: consiste principalmente en lutitas grises fosilíferas (zona
Litophaga, Hoffmeister, 1938; Sutton, 1946); además, areniscas color gris o marrón
localmente glauconíticas, y arcillas arenosas moteadas.
Miembro Urdaneta: compuesto principalmente por arcillas de color gris verdoso
claro, verde, rojo oscuro, marrón y marrón rojizo, con capas delgadas de arena
arcillosa (Szenk, 1959). Está restringido al área Lago Central.
Miembro Bachaquero: está formado por areniscas arcillosas potentes, de
colores gris o marrón con arcillas gris, marrón o moteadas, lutitas gris a gris
azulado y lignitos.
En la localidad tipo se indican aproximadamente 300 m. de espesor para la
unidad, en Lago Central se señalan 960 m., y en el Campo Ceuta, se indican
variaciones de 60 a 610 metros.
En el subsuelo del Lago de Maracaibo se ha aplicado el término de Formación
Isnotú (Sutton, 1946) a los sedimentos suprayacentes a la Formación Lagunillas de
edad Mioceno Medio a Superior. La Formación Isnotú consiste predominantemente
de arcillas, con intercalaciones de areniscas y capas subordinadas de arcilla
laminar, carbón y conglomerado. En la faja de afloramientos, el espesor es
bastante, disminuyendo al norte y al oeste. La formación aflora en una faja
bastante continua a lo largo del flanco noroccidental de Los Andes, desde Táchira
hasta
Trujillo.
Estas
rocas
se
formaron
en
un
ambiente
continental
30
correspondiente a abanicos aluviales y ríos trenzados controlados por variaciones
climáticas. Sutton (1946) en González de Juana et al. (1980) extiende la aplicación
del nombre Formación La Puerta del Estado Falcón al subsuelo del lago de
Maracaibo para referirse a los mismos sedimentos.
Hacia el tope pasa transicionalmente a la Formación Betijoque (Garner,
1926). Esta unidad aflora a lo largo del flanco occidental de Los Andes, desde
Trujillo hasta Táchira. Su litología consiste de capas de conglomerados macizos, de
hasta 12 m. de espesor; en la mitad superior los conglomerados son mal escogidos,
mal cementados y más gruesos. La mayor parte de la unidad consiste de arcillas
macizas de color gris verdoso oscuro que grada localmente a pardo y negro,
generalmente arenosas, y localmente carbonáceas y fosilíferas, los cuales
consisten de restos de plantas. También se presentan areniscas mal cementadas y
mal
escogidas,
y
limolitas
en
estratos
delgados
a
macizas,
con
mucha
intergradación lateral entre los cuatro tipos de rocas.
En el noroeste de la Cuenca de Maracaibo la sección superior de la secuencia
del Mioceno es conocida con el nombre de Formación La Villa de carácter
continental. En el Distrito Perijá, la parte inferior de La Villa se separa como
unidad litoestratigráfica independiente con el nombre de Formación Los Ranchos
dado el predominio de areniscas sobre lutitas, además de ser de carácter
continental.
Este ciclo sedimentario culmina con la depositación de la Formación Onia
(Hedberg y Sass, 1937), de ambiente continental y edad Plioceno-Pleistoceno, que
consiste de areniscas y limolitas abigarradas, gris verdoso, de grano grueso a fino,
arcillosas, micáceas y friables, localmente con capas calcáreas amarillas,
delgadas. Esta sección se correlaciona con las Capas de Onia, por su contenido de
minerales pesados metamórficos. En éstas se hallan fragmentos de madera
31
silicificada. Estas areniscas están intercaladas con areniscas pardo amarillento y
limolitas gris claro. En los Distritos Perijá y Urdaneta (Estado Zulia), Hedberg y
Sass (1937) mencionan hasta 1220 m. de areniscas friables, gris claro, gris
blancuzco y verdoso, y arcilitas y limolitas gris claro y amarillo, moteadas a
marrón. El espesor de la Formación Onia varía, de 1220 m. a 95 m., de oeste a
este, a través de la Cuenca del Lago de Maracaibo. Aparte de los afloramientos a lo
largo del río Onia, esta formación se ha descrito en el subsuelo de los Distritos
Bolívar, Urdaneta, Baralt y Perijá, del Estado Zulia.
2.2.
DEFORMACIÓN ESTRUCTURAL
Eva et al. (1989) generaliza en tres fases tectónicas la historia geológica de
Sur América:
1. Apertura Jurásica, momento en el cual América del norte se separa de
América del Sur.
2. Desarrollo de un margen pasivo durante la transgresión del Cretácico.
3. Desarrollo de una cuenca de antepaís de edad Paleoceno-Eoceno, cuando
la colisión y obducción del arco volcánico del Pacífico sobrecorre la placa
Suramericana, emplazando las napas de Lara (Parnaud et. al., 1995).
Una cuarta fase es nombrada por Parnaud et al., (1995) relacionada con la
fase Eoceno Tardío-Pleistoceno, cuando la cuenca de antepaís subside debido a la
colisión del arco de Panamá.
Apertura Jurásica
En
Venezuela
la
rotura
de
Pangea
produjo
varias
estructuraciones
importantes que posteriormente influyeron en la evolución de las cuencas
sedimentarias venezolanas. La apertura del Proto-Caribe indujo el desarrollo de
32
grábenes con una tendencia noreste (Fig. 2.2) en los que se incluyen los grábenes
de Apure-Mantecal y Espino, así como también los de Los Andes y Perijá, y el
ubicado en el Lago de Maracaibo. Todos estos grábenes fueron rellenados durante
el Jurásico por sedimentos continentales tipo capas rojas, volcánicas de diversa
índole y eventualmente clásticos y calizas de invasiones marinas (Yoris y Ostos,
1997).
Margen Pasivo del Cretácico
En el occidente, la sedimentación fue controlada en su inicio por el sistema
de fallas de los grábenes jurásicos.
Como consecuencia de la separación entre las placas Norteamericana y
Suramericana se genera un margen activo en la costa del Pacífico de Colombia,
dando lugar al levantamiento de la Cordillera Central de Colombia. Al este de esta
cordillera se genera una cuenca de retroarco, la cual se rellena por clásticos
continentales y durante el Jurásico Tardío y el Cretácico Temprano la cuenca de
Maracaibo formó parte de este retroarco (Meléndez et al., 1996) pero debido a la
lejanía con respecto al eje del retroarco Lugo (1991) propone que los sedimentos
cretácicos se depositan en una plataforma estable y, además, registran una
transgresión regional que Parnaud et al. (1995) correlaciona con cambios eustáticos
a nivel mundial.
Gracias a estudios de la tasa de subsidencia Lugo y Mann (1995) proponen
que las variaciones en espesor sugieren que el Arco de Mérida fue activo durante
el Cretácico, actuando como un elemento estructural dominante.
Del Cretácico Tardío al Paleoceno: Transición del Margen Pasivo al Margen
Activo.
Hacia finales del Cretácico y comienzos del Paleoceno en el occidente de
Venezuela se reflejan finalmente los efectos de la colisión entre la Placa de Nazca
33
(Océano Pacífico) y el Occidente Colombiano (Yoris y Ostos, 1997), transformando
el margen pasivo en un cinturón activo: la subsidencia hacia el oeste se hace más
pronunciada dado el continuo levantamiento de la Cordillera Central de Colombia
y, como consecuencia de esto, la cuenca de retroarco pasa progresivamente a ser
una cuenca de antepaís (Meléndez et al., 1996). El frente de deformación de la
citada colisión (Fig. 2.6) generó sucesivos depocentros de edades cada vez más
jóvenes en la zona que hoy en día se conoce como La Sierra de Perijá (Yoris y
Ostos, 1997), mientras que el respectivo abultamiento distal de dicha cuenca
(forebulge) estaba ubicado en el área de Barinas.
Mientras tanto, hacia el norte y noreste, el escenario del margen pasivo
persistió hasta el emplazamiento de las napas de Lara. Lugo y Mann (1995)
proponen que la sección deltaica Paleoceno-Eoceno fue derivada de la erosión de
tierras altas emergentes hacia el noreste de lo que hoy en día es el área del Lago
de Maracaibo y depositadas en una cuenca de antepaís asimétrica, formada por el
sobrecorrimiento hacia el sur y suroeste.
34
Fig. 2.6. Movimiento del frente de deformación del Caribe hacia el este -sureste en el occidente
de Venezuela y sedimentación asociada durante el Paleoceno-Eoceno (Tomado de Yoris y Ostos,
1997).
Durante el Paleoceno-Eoceno sucede la deformación asociada a la entrada de
la Placa Caribe contra la Placa Suramericana (Fig. 2.7). Sin embargo, en este
período el control tectónico más importante está dado por el emplazamiento de las
Napas de Lara (Meléndez et al., 1996), lo cual genera una antefosa en Zulia
oriental y nororiental, fallas normales con buzamiento hacia el nor-noreste y la
reactivación de fallas preexistentes, como Tigre/Cachirí, La Paz, Urdaneta, Icotea,
Pueblo Viejo y Begote. Define también la flexura o alto periférico en la zona central
de la cuenca.
Durante el Eoceno Medio comenzó la transcurrencia a lo largo de fallas nortesur debido a la continua compresión entre la Cordillera Central Colombiana y las
Napas de Lara. Debido a que en el Zulia Oriental están presentes las fallas más
activas, es en esta zona donde se generan las discordancias regionales más
importantes.
Fig. 2.7. Generación de cuencas extensionales asociadas a transcurrencia al sur del límite
entre las placas del Caribe y Suramericana (Tomado de Yoris y Ostos, 1997).
Del Eoceno Superior al Mioceno Inferior: cuencas colisionales
35
Hacia el final del Eoceno cambió toda el área: el relieve positivo en el este y
noreste separó la cuenca continental del Lago de Maracaibo de la cuenca marina
localizada en Falcón. (Parnaud et al, 1995). González de Juana et al (1980) expone
que los procesos de levantamiento y erosión debidos a la pulsación orogénica
(Orogénesis Andina) del Eoceno Superior fueron severos, lo cual está presente en
la zona central de la Cuenca de Maracaibo, donde se desconocen sedimentos del
Eoceno Superior, la erosión fue tal que en algunos lugares alcanzó la parte
superior del Cretácico.
El Neógeno en Venezuela está signado por importantes períodos de formación
de montañas, las cuales son una consecuencia directa de la interacción de las
placas Caribe y Sudamérica. Durante este período se generaron cuencas
extensionales (Cuenca de Falcón) y de antepaís (Cuenca Barinas-Apure), estas
últimas reciben la influencia de la orogénesis andina en Colombia y Venezuela
(Yoris y Ostos, 1997).
Sin embargo, el evento compresional más significativo del área comienza a
mediados del Mioceno y continua hasta el presente, denominado como ciclo
Andino. La compresión direccionada este-sureste entre la convergencia de las
placas Pacífica y Suramericana genera el levantamiento de Perijá y los Andes
Venezolanos, dando lugar a las mayores trampas estructurales en el occidente de
la Cuenca de Maracaibo (Meléndez et al., 1996), mientras, a su vez, se levantan
extensas zonas que constituyen el Sistema Montañoso del Caribe (Yoris y Ostos,
1997).
36
CAPÍTULO 3. GEOLOGÍA LOCAL
3.1.
DEFINICIÓN
Y
DESCRIPCIÓN
DE
LAS
ELECTROFACIES
IDENTIFICADAS
Debido a la baja recuperación que tuvieron los núcleos estudiados, no se
pudieron definir litofacies durante la descripción de dichos testigos, por lo
tanto, este traba jo se realiza principalmente en base a las electrofacies en las
cuales se dividió en el Miembro Santa Bárbara de la Formación La Rosa.
Con base en los registros de rayos gamma y de resistividad se definieron
cuatro electrofacies que, de base a tope, se denominan electrofacies EF1, EF2,
EF3 y EF4.
Con los registros de rayos gamma se observó que el Miembro Santa
Bárbara se puede dividir en cuatro arenas separadas entre sí por tres niveles
lutíticos (Fig. 3.1), que ya habían sido identificados por León et al. (1997). Cada
una de estas arenas constituyen las cuatro electrofacies y estos tres niveles
lutíticos representan el tope de las electrofacies EF1, EF2 y EF3. El tope de la
electrofacies EF4 coincide con el tope del Miembro Santa Bárbara y, debido a
su alto valor radiactivo y a su baja resistividad, ha sido interpretado por
Ambrose et al. (1996) como una superficie de inundación que subyace a las
lutitas marinas de la Formación La Rosa.
La identificación y correlación de cada electrofacies en los pozos de la
zona se hizo principalmente en base a estos tres niveles y, en segundo lugar,
en base a la geometría de cada una de ellas.
Electrofacies EF1
La electrofacies EF1 es la primera que se identifica en la base del
Miembro Santa Bárbara, y en todos los pozos de la zona presenta una
geometría de bloque, que ha sido interpretada como un canal fluvial.
Intercalado dentro de este intervalo se han observado al menos tres niveles de
menor radiactividad pero que no alcanzan los valores de las lutitas arriba
nombradas que definen los topes de cada electrofacies.
37
Fig. 3.1. Pozo SVS-091. El Miembro Santa Bárbara está dividido en cuatro
electrofacies separadas entre sí por tres niveles de baja radiactividad. Imagen que
relaciona las electrofacies definidas con la descripción macroscópica de los
testigos estudiados y la ubicación de las muestras tomadas para estudio
petrográfico.
38
Fig. 3.2. Mapa isópaco de la electrofacies EF1. Esta figura sólo pretende mostrar las
tendencias de los espesores, por lo tanto, para mayores detalles en los datos de dicho
mapa véase Anexo No. 12.
39
40
EF3
EF1
EF2
Fig. 3.3. Sección Estratigráfica No. 4. Nótese cómo las electrofacies EF1, EF2 y EF3 se acuñan contra el paleoalto inferido
hacia el sureste de la zona en estudi o (en el Bloque VI). Este diagrama se muestra con la finalidad de dar una idea de la
geometría que presentan las electrofacies y, puesto que la resolución es baja, se recomienda revisar el Anexo No. 6 para
mayores detalles en dicha sección.
Para la ubicación de la sección estratigráfica véase Fig. 1.2.
Escala vertical aproximada: 1 cm ≅ 30’.
EF4
Típicamente es la electrofacies de mayor espesor, el cual puede alcanzar
los 94’: hacia el centro y sur de la zona en estudio se concentran los mayores
valores (Fig. 3.2), mientras que los menores espesores se ubican hacia el norte
de la zona en estudio; hacia el sureste, la electrofacies EF1 disminuye sus
espesores rápidamente desde 80’ en el pozo LRF-019 hasta desaparecer al
acuñarse contra el paleoalto inferido en el Bloque VI (Fig. 3.3, Fig. 3.4). Hacia
el área nor-central de la zona en estudio la electrofacies presenta altos
espesores, sin mayores variaciones laterales, como lo muestra la Sección
Estratigráfica No. 7 (Fig. 3.5), la cual está ubicada hacia dicha zona y de
manera transversal a las Secciones Estratigráficas No. 2 y 4 (Fig. 1.2).
Electrofacies EF2
Las arenes que conforman a la electrofacies EF2 suprayacenten a las de
la electrofacies EF1 pero no en todos los pozos de la zona (Fig. 3.6), lo que la
hace ser la electrofacies de menor continuidad lateral. En efecto, las Secciones
Estratigráficas No. 2 y 4 muestran que hacia el norte (Fig 3.7) y sureste (Fig
3.3) de la zona en estudio dicha electrofacies está ausente, mientras que hacia
la zona nor-central, al igual que la EF1, estas arenas se depositaron
manteniendo un espesor con continuidad lateral (Fig. 3.5).
En base a los registros de rayos gamma presenta tres geometrías
claramente identificables:
a.
Disminución del tamaño de grano hacia el tope (también llamada “de
campana”), que ha sido identificada como un canal.
b.
Engrosamiento del grano hacia el tope, que se ha interpretado como
canales abandonados.
c.
Delgadas intercalaciones de arenas y arcillas, que podría
interpretarse una zona de arenas interdistributarias.
Si bien su espesor promedio varía entre los 15’ y 20’ en la mayoría de los
pozos de la zona, hacia el suroeste (Fig. 3.6, pozo LRF-002) alcanza los 66’ de
espesor, pero, al igual que la electrofacies EF1, los valores disminuyen
41
Fig. 3.4. Sección Estratigráfica No. 10. Obsérvese cómo se acuñan las electrofacies EF1, EF2 y EF3 contra
el paleoalto inferido en el Bloque VI, mientras que la electrofacies EF4 lo cubre totalmente. Con esta figura
se pretende mostrar la geometría que adoptan las electrofacies en esta área de la zona en estudio, por lo
tanto, para consultar más detalles en la sección véase Anexo No. 8.
Para ubicación de la sección estratigráfica véase la Fig. 1.2.
Escala vertical aproximada: 1cm ≅ 50’.
rápidamente hasta desaparecer al acuñarse contra el paleoalto inferido en el
Bloque VI (Fig. 3.3).
42
43
EF3
Fig. 3.5. Sección Estratigráfica No. 7. En el área nor-central de la zona en estudio las cuatro electrofacies identificadas se
depositan en todos los pozos manteniendo una marcada continuidad lateral. Puesto que la finalidad de esta imagen es la
de mostrar la geometría de las electrofacies a lo largo de esta sección estratigráfica no se ha tomado en cuenta la poca
resolución con respecto a los valores numéricos que ella presenta. Así, para mayores detallas en dicha sección véase Anexo
No. 7.
Para ubicación de la sección estratigráfica véase la Fig. 1.2
Escala vertical aproximada: 1cm ≅ 50’.
EF1
EF4
EF2
Fig. 3.6. Mapa isópaco de la electrofacies EF2. Para mayores detalles en los datos de
dicho mapa véase Anexo No. 13.
44
45
Fig. 3.7. Sección estratigráfica No. 2. Hacia el norte y sureste de la zona en estudio no se deposita la electrofacies EF2.
Nótese los elevados espesores que alcanza la electrofacies EF1 en el área central de la zona en estudio.Este diagrama
pretende mostrar la variabilidad de las electrofacies de norte a sur en el área de estudio, por lo tanto no se ha tenido en
cuenta su poca definición. Así, para mayores detalles en dicha sección se recomienda revisar el Anexo No. 5.
Para ubicación de la sección ver Fig. 1.2
Escala vertical aproximada 1cm ≅ 37’.
EF1
EF2
EF4
EF3
Electrofacies EF3
La electrofacies EF3 suprayace a la electrofacies EF2, en algunos pozos a
la EF1 e, inclusive, a la discordancia del Eoceno; por tanto, ocupa una mayor
superficie areal que las dos electrofacies ya descritas. Las diversas geometrías
que presenta coinciden con las tres descritas para la electrofacies EF2.
A diferencia de las ya descritas, esta electrofacies presenta sus espesores
con una mayor continuidad lateral hacia el norte (Fig. 3.7), nor-centro (Fig.
3.5) e, inclusive, suroeste (Fig. 3.3) de la zona en estudio. Típicamente se han
contado espesores menores a las electrofacies EF1 y EF2 y su mayor valor no
supera los 34’ (Fig. 3.8, pozo SVS-216) hacia el centro y este de la zona. Sin
embargo, estos valores disminuyen rápidamente hacia el sur, donde la
electrofacies desaparece acuñándose contra el paleoalto inferido en el Bloque
VI.
Electrofacies EF4
Las arenas que conforman a esta electrofacies son las últimas en
depositarse y lo hacen en toda la zona en estudio (Fig. 3.9), cubriendo,
inclusive, el paleoalto inferido en el Bloque VI (Fig. 3.3). En la mayoría de los
pozos suprayace a la electrofacies EF3 y, hacia el sureste de la zona, suprayace
a la discordancia del Eoceno. En ocasiones presenta, según los registros de
rayos gamma, una geometría de engrosamiento del grano hacia arriba, pero en
otras no, como lo muestra la Figura 3.1. Es la electrofacies de menor espesor,
no supera los 27’.
3.2.
ANÁLISIS
DE
LAS
ELECTROFACIES
A
PARTIR
DE
LA
DESCRIPCIÓN DE NÚCLEOS
Se describieron un total de 43' de núcleos entre el pozo SVS-091,
perteneciente al Bloque IX y los pozos LRF-002 y LFR-027, pertenecientes al
Bloque VI (Fig. 1.2). Se tomaron un total de 11 muestras, una de ellas con la
finalidad de estudiar la fauna presente y, de ser posible, su contenido
46
Electrofacies EF3
La electrofacies EF3 suprayace a la electrofacies EF2, en algunos pozos a
la EF1 e, inclusive, a la discordancia del Eoceno; por tanto, ocupa una mayor
superficie areal que las dos electrofacies ya descritas. Las diversas geometrías
que presenta coinciden con las tres descritas para la electrofacies EF2.
A diferencia de las ya descritas, esta electrofacies presenta sus espesores
con una mayor continuidad lateral hacia el norte (Fig. 3.7), nor-centro (Fig.
3.5) e, inclusive, suroeste (Fig. 3.3) de la zona en estudio. Típicamente se han
contado espesores menores a las electrofacies EF1 y EF2 y su mayor valor no
supera los 34’ (Fig. 3.8, pozo SVS-216) hacia el centro y este de la zona. Sin
embargo, estos valores disminuyen rápidamente hacia el sur, donde la
electrofacies desaparece acuñándose contra el paleoalto inferido en el Bloque
VI.
Electrofacies EF4
Las arenas que conforman a esta electrofacies son las últimas en
depositarse y lo hacen en toda la zona en estudio (Fig. 3.9), cubriendo,
inclusive, el paleoalto inferido en el Bloque VI (Fig. 3.3). En la mayoría de los
pozos suprayace a la electrofacies EF3 y, hacia el sureste de la zona, suprayace
a la discordancia del Eoceno. En ocasiones presenta, según los registros de
rayos gamma, una geometría de engrosamiento del grano hacia arriba, pero en
otras no, como lo muestra la Figura 3.1. Es la electrofacies de menor espesor,
no supera los 27’.
3.2.
ANÁLISIS
DE
LAS
ELECTROFACIES
A
PARTIR
DE
LA
DESCRIPCIÓN DE NÚCLEOS
Se describieron un total de 43' de núcleos entre el pozo SVS-091,
perteneciente al Bloque IX y los pozos LRF-002 y LFR-027, pertenecientes al
Bloque VI (Fig. 1.2). Se tomaron un total de 11 muestras, una de ellas con la
finalidad de estudiar la fauna presente y, de ser posible, su contenido
46
palinológico; el resto, para hacer el análisis petrográfico cualitativo y reconocer
la textura, composición y los procesos diagenéticos que ha sufrido la roca.
Fig. 3.8. Mapa isópaco de la electrofacies EF3. Para mayores detalles en los datos de
dicho mapa véase Anexo No. 14.
47
Fig. 3.9. Mapa isópaco de la electrofacies EF4. Para mayores detalles en los datos de
dicho mapa véase Anexo No. 15
48
•
DESCRIPCIÓN MACROSCÓPICA
Debido a la poca recuperación de los testigos estudiados no se
pudieron definir facies litológicas a partir de la descripción de núcleos
realizada. Por esta razón, la descripción macroscópica que a continuación
se pr esenta está relacionada con cada una de las electrofacies definidas
en las sección anterior, con la finalidad de ampliar las características que
ellas presentan, además de llevar un orden secuencial en dicha
descripción.
Electrofacies EF1
De base a tope los tres primeros testigos descritos en el pozo SVS091 pertenecen a la electrofacies EF1 (Fig. 3.1).
El primer intervalo descrito (10285 – 10295) consiste en una
arenisca de grano fino, de color gris clara y masiva, poco consolidada y
moderadamente escogida. Desde la parte media y hacia el tope se
intercala con una arenisca gris verdosa de grano muy fino.
A la profundidad de 10288’ presenta un nivel delgado con
numerosos nódulos de óxido de hierro, cuyos diámetros oscilan entre 1 y
2 mm y sobre este nivel, a la profundidad de 10286’, se identificó un
delgado nivel de grava fina (grano promedio de aproximadamente 3 mm
de diámetro) embebido en la matriz arenosa. En este intervalo se tomaron
dos muestras para estudio petrográfico (números 16 y 17).
Los dos intervalos siguientes (10266’ – 10268’ y 10274’ – 10276’)
presentan características macroscópicas similares, lo cual podría sugerir
que
el
intervalo
ausente
(10266’
–
10276’)
mantenga
dichas
características. Se trata de una arenisca de grano fino, gris clara, masiva,
cuya textura consistió en un escogimiento moderado y granos
subangulares. Debido a la semejanza de los intervalos, se tomó sólo una
muestra para estudio petrográfico en el testigo más cercano al tope de la
electrofacies y se identificó con el número 15.
49
50
Fig. 3.10. Pozo LRF-027. Perfil y columna con descripción de núcleo. Nótese las estructuras sedimentarias
presentes hacia el tope del núcelo así como los restos de materia orgánica reconocidas en este intervalo.
51
Fig. 3.11. Pozo LRF-002. Perfil y columna con descripción de núcleo. Nótese el nivel de clastos que se encuentra hacia el
tope del intervalo descrito y la ubicación de las muestras para estudio petrográfico.
Electrofacies EF2
Esta electrofacies es la única recuperada en los tres pozos
descritos, por lo tanto, se ha podido estudiar su variabilidad litológica
tanto vertical como lateralmente. Hacia el norte de la zona en estudio
(pozo SVS-091, intervalo 10246 – 10248) es una arenisca que mantiene
ciertas características con respecto a los intervalos adyacentes:
granulometría fina, color gris claro y masiva. Además, de base a tope el
escogimiento de los granos varía de muy malo a moderado. A la
profundidad de 10245’ 04’’ presenta un nivel de varios centímetros de
espesor con una gran cantidad de nódulos de óxido de hierro, con
diámetro aproximado de 2 mm. En este intervalo se tomó una muestra
para estudio petrográfico identificada con el número 14 (Fig. 3.1).
Hacia el sur de la zona de estudio (Bloque VI) la electrofacies EF2
muestra una gran variabilidad lateral, lo cual puede constatarse en las
descripciones de los testigos recuperados de los pozos LRF-027 (intervalo
10982’ – 10984’) y LRF-002 (intervalo 10995’ – 11005’): en el primero,
consiste en una arenisca de grano fino, color gris pálida, masiva y con
mal escogimiento, mientras que en el segundo, ubicado más al sur, esta
electrofacies es una arenisca de grano medio, pardo oscuro en la base a
gris parduzco hacia el tope, masiva, cuya consolidación varía de menor a
mayor de base a tope. En el pozo LRF-027 se tomaron dos muestras para
estudio petrofráfico identificadas con los números 10 y 11, a 10983’ 05’’ y
10984’ 01’’ respectivamente (Fig. 3.10), mientras que en el pozo LRF-002
se tomaron dos muestras a 11005’ 00’’ y 10995’ 10’’, identificadas con los
números 19 y 18, respectivamente (Fig. 3.11).
Electrofacies EF3
Los dos últimos intervalos descritos en el pozo SVS-091 (10218’ –
10220’ y 10226’ – 10229’) pertenecen a la electrofacies EF3 (Fig. 3.1).
El primer intervalo de esta electrofacies (10226’ – 10229’) está
representado por una arenisca de grano fino, verde grisácea, masiva,
52
moderadamente escogida y poco consolidada. Se tomó una muestra para
estudio petrográfico a 10227’ 05’’, identificada con el número 13.
El último intervalo está comprendido entre 10218’ – 10220’ y
consiste en una arenisca de grano fino, verde grisácea, muy mal escogida.
Hacia el tope y centro presenta intercaladas laminaciones carbonosas
delgadas (milimétricas). La presencia de estas laminaciones hacen que la
roca sea deleznable, fácilmente separable en capas delgadas. Se tomó una
muestra para estudio petrográfico a 10219’ 07’’, identificada con el
número 12.
Electrofacies EF4
Esta electrofacies sólo fue descrita en el pozo LRF-027 (10940’ –
10949’) y de base a tope presenta una gran variabilidad: consiste en una
limolita cuyo color gris oscuro en la base pasa a gris muy oscuro hacia la
parte media y de allí hacia el tope se presenta abigarrada de pardo muy
claro a pardo rojizo. Masiva en la base con trazas de fragmentos
carbonosos que aumentan su tamaño y frecuencia entre 10945’ y 10947’,
donde se reconocieron abundantes restos de tallos y raíces carbonosas.
Sobre dicho intervalo y en la zona donde la limolita es abigarrada
se presentan unos pocos centímetros de finas laminaciones paralelas
interrumpidas por trazas de bioturbación (ichnofósil sin diferenciar).
Por encima de las laminaciones y a 10942’ de profundidad se
observa un nivel delgado de pequeños nódulos de óxido de hierro y más
hacia el tope, a 10941’, un nivel de clastos de arenisca fina color gris
claro.
En la base presenta poca consolidación y desde el espesor que
contiene los restos de planta carbonizada hasta el tope se deshace en
pedazos siendo la superficie de debilidad definida por los restos de
materia orgánica. Se tomó una muestra para estudio palinológico y
paleontológico a 10943’ de profundidad, identificada con el número 1 (Fig.
3.10).
53
•
ANÁLISIS PETROGRÁFICO
Realizado en base a las 10 muestras tomadas en los testigos de los
pozos anteriormente descritos. Se hizo el análisis cualitativo con la
finalidad de establecer la composición mineralógica de las muestras de
areniscas (según Pettijohn, Potter & Sievers, 1987) su textura, los
procesos diagenéticos y el estado diagenético (según Schmidt &
McDonald, 1979).
Análisis Cualitativo
En el pozo LRF-027 se tomaron dos muestras para estudio
petrográfico pertenecientes a la electrofacies EF2 (Tabla 3.1 y Fig. 3.10).
El Anexo No. 2 muestra de manera detallada el análisis petrográfico
realizado.
En el pozo SVS-091 se tomaron seis muestras para estudio
petrográfico ubicadas en las electrofacies EF1, EF2 y EF3. En la Tabla 3.1
se expone de manera precisa esta distribución, así como en la Fig. 3.1. El
Anexo No. 3 muestra una tabla detallada del análisis petrográfico
realizado.
En el pozo LRF-002 se tomaron dos muestras para estudio
petrográfico, pertenecientes a la electrofacies EF2 (Tabla 3.1 y Fig. 3.11).
El Anexo No. 4 muestra de manera detallada el análisis petrográfico
realizado.
Este análisis consistió en la determinación porcentual de los
componentes
principales
de
cada
muestra:
granos
detríticos
y
autigénicos, cemento, porosidad y matriz. Se identificó la composición del
cemento y de la matriz presente, así como los tipos de contacto entre los
granos, la redondez y el escogimiento. Para esto se utilizaron las tablas de
estimación visual de porcentajes de Terry & Chilingar (1995) y de
redondez de Powers (1953).
Bajo la premisa de que a partir de la evidencia se pueden inferir los
hechos, se buscaron evidencias texturales, físicas y químicas que
54
permitieran establecer los procesos diagenéticos que había sufrido la roca
y el estado diagenético de cada muestra. Este estado diagenético se
estableció tomando en cuenta la clasificación propuesta por Schmidt &
McDonald (1979).
Tabla 3.1. Análisis realizados a cada muestra tomada de los núcleos descritos.
POZO
LRF-027
SVS-091
LRF-002
ELECTROMUESTRA
FACIES
EF4
EF2
EF2
EF3
EF3
EF2
EF1
EF1
EF1
EF2
EF2
1
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
PROFUNDIDAD
TIPO DE ANÁLISIS
10943’ 00’’
10983’ 05’’
10984’ 01’’
10219’ 07’’
10227’ 05’’
10247’ 05’’
10266’ 11’’
10285’ 10’’
10292’ 00’’
10995’ 10’’
11005’ 00’’
Palinológico, paleontológico
Petrográfico (Cualitativo)
Petrográfico (Cualitativo)
Petrográfico (Cualitativo)
Petrográfico (Cualitativo)
Petrográfico (Cualitativo)
Petrográfico (Cualitativo)
Petrográfico (Cualitativo)
Petrográfico (Cualitativo)
Petrográfico (Cualitativo)
Petrográfico (Cualitativo)
La clasificación de las areniscas se hizo según la propuesta por
Pettijohn, Potter y Sievers (1987). Puesto que muchas láminas
presentaban gran cantidad de pseudomatriz producto de la alteración de
granos lábiles (fragmentos de arcilita) se tomaron estos porcentajes como
fragmentos de roca, pero haciendo la salvedad de que se presentan como
granos alterados que forman pseudomatriz. Los resultados detallados de
los análisis petrográficos cualitativos se muestran en los Anexos 2, 3 y 4.
Un resumen de dichos análisis y la clasificación de las areniscas según
Pettijohn, Potter & Sievers (1987) se presentan en la Tabla 3.2.
La descripción que se presenta a continuación mantiene la
estructura de las dos secciones anteriores: debido a que este estudio
geológico tiene sus bases en las electrofacies definidas, se hará la
descripción de cada muestra relacionándola con la electrofacies a la cual
pertenece. De esta manera se amplían las descripciones realizadas,
55
dándole solidez a las interpretaciones y detallando con mayor precisión
las variaciones secuenciales del Miembro Santa Bárbara.
Tabla 3.2. Clasificación general de las areniscas analizadas por estudio petrográfico
(Pettijohn, Potter y Sievers, 1987).
ELECTRO FA CIES
N o.
EF3
EF3
EF2
EF2
EF2
EF2
EF2
EF1
EF1
EF1
12
13
10
11
18
19
14
15
16
17
PROFUNDIDAD
(Núcleo)
10219’
10227’
10983’
10984’
10995’
11005’
10247’
10266’
10285’
10292’
07’’
05’’
05’’
01’’
10’’
00’’
05’’
11’’
10’’
00’’
COMPOSICIÓN
RECALCULADA
(%)
Qz F.R.
43
74
48
52
48
63
40
50
50
52
2
4
20
2
6
4
0
8
5
11
Fd.
tz
2
1
1
1
0
0
tz
tz
tz
M ATRIZ
(%)
10
3
25
10
20
10
18
25
20
20
TEXTURA
TAMAÑO
GRANULOGRANO
METRÍA
(mm)
0,1126 Arena muy fina
0,0901 Arena muy fina
0,2364
Arena fina
0,2027
Arena fina
0,3265
Arena media
0,2927
Arena media
0,1914
Arena fina
0,0901 Arena muy fina
0,1351
Arena fina
0,2139
Arena fina
CLASIFICACIÓN
Cuarzoarenita
Sublitarenita
Wacka lítica
Cuarzoarenita
Wacka lítica
Sublitarenita
Wacka cuarzosa
Wacka lítica
Wacka lítica
Wacka lítica
Electrofacies EF1
a.
Generalidad es: las muestras ubicadas en esta electrofacies
corresponden a los números 15, 16 y 17, pertenecientes al pozo SVS-091
(Tabla 3.2 y Fig. 3.1).
b.
Textura: la granulometría pasa de base a tope de arena fina a
arena muy fina. El escogimiento es principalmente malo en todo el
espesor (Fig. 3.12). La redondez se presenta de subangulosa a
subredondeada en la base y pasa a ser angulosa hacia el tope.
Predominan los contactos grano-matriz sobre los contactos grano-grano
del tipo tangenciales.
La porosidad es bastante similar en toda la electrofacies: es
secundaria y producto de la disolución de la matriz, representa
aproximadamente el 5% del total de cada lámina.
c.
Composición: el porcentaje de componentes detríticos en las
muestras de este grupo es variable, oscilando desde 75% en la base hasta
56
60% hacia el tope. La composición detrítica está representada
principalmente por el cuarzo monocristalino (∼50%) y el resto de los
granos reconocidos (cuarzo policristalino, micas, fragmentos de roca,
minerales pesados y feldespato) aparecen en cantidades traza (Fig. 3.13,
Fig. 3.14, Fig. 3.15 y Fig. 3.16).
Leyenda: Tm, turmalina.
Fig. 3.12. Pozo SVS-91, profundidad 10266’ 11’’. Muestra No. 15. Fotomicrografía que
muestra el pésimo escogimiento de la muestra. Nícoles cruzados. 4X.
Fig. 3.13. Pozo SVS-91, profundidad 10292’ 00’’. Muestra No. 17. Fotomicrografía que
muestra dos granos de turmalina, mineral pesado más abundante en la muestra.
Nícoles paralelos. 20X.
Fig. 3.14. Pozo SVS-91, profundidad 10292’ 00’’. Muestra No. 17. Fotomicrografía que
muestra dos granos de turmalina, mineral pesado más abundante en la muestra.
Nícoles cruzados. 20X.
Fig. 3.15. Pozo SVS-91, profundidad 10292’ 00’’. Muestra No. 17. Fotomicrografía
rotada que muestra el pleocroismo de los granos de turmalina. Nícoles paralelos. 20X.
57
Leyenda: GM: grano de roca metamórfica; Co, cuarzo en continuidad óptica; Ar,
fragmento de arcilita; Md, disolución de matriz.
Fig. 3.16. Pozo SVS-91, profundidad 10285’ 10’’. Muestra No. 16. Fotomicrografía que
muestra un fragmento de roca metamórfica. Si bien es posible confundir este
fragmento con un cuarzo policristalino, en el microscopio se observaron pequeñísimos
fragmentos de mica (no visibles en la fotografía) insertos dentro del grano, lo cual hizo
pensar que se trataba de una roca más que de un mineral. Nícoles cruzados. 4X.
Fig. 3.17. SVS-91, profundidad 10266’ 11’’. Muestra No. 15. Fotomicrografía que
muestra el crecimiento sintaxial de cuarzo, gracias a la fina película de arcilla for mada
alrededor del grano detrítico antes de la precipitación de la sílice. Nícoles cruzados.
20X.
Fig. 3.18. Pozo SVS-91, profundidad 10292’ 00’’. Muestra No. 17. Fotomicrografía que
muestra un fragmento de arcilita deformado y alterado, debido a la compactación
mecánica. Disolución de matriz. Nícoles paralelos. 20X.
Fig. 3.19. Pozo SVS-91, profundidad 10285’ 10’’. Muestra No. 16. Fotomicrografía que
muestra la disolución de las arcillas. Nícoles paralelos. 10X.
58
La matriz varía desde 20% en la base hasta 25% hacia el tope. Las
arcillas, cuya composición más abundante es la caolinita seguida por la
illita-smectita, se distribuyen de manera heterogénea en toda la
electrofacies: hacia la base representan el 7% del volumen total de la
lámina, y aumenta rápidamente hasta alcanzar el 18%, pero hacia el tope
disminuyen hasta desaparecer.
La composición del cemento de sílice representa aproximadamente
el 5% del volumen (Fig. 3.17), mientras que el cemento de hematita
aumenta de base a tope hasta alcanzar el 5%.
La porosidad observada es secundaria y varía entre 2% y 5%,
siendo producto de la disolución de las arcillas.
Los minerales autigénicos están representados principalmente por
las arcillas y en cantidades traza por la hematita hacia la base y limonita
hacia el tope. La pseudomatriz está representada por alteración de
fragmentos de arcilitas en todo el espesor (5% - 7%).
d.
Clasificación: la clasificación de estas areniscas según
Pettijohn, Potter y Sievers (1987) corresponde a wacka lítica (Tabla 3.2),
sin presentar grandes variaciones composicionales verticales. Debido a la
poca recuperación de los testigos en los pozos LRF-027 y LRF-002, no se
puede establecer la variación lateral que sufre esta electrofacies en la
zona de estudio.
e.
Procesos
físicos:
se
observaron
pocas
evidencias
de
compactación mecánica en la deformación de fragmentos de arcilitas (Fig.
3.18). La compactación en general es baja, lo cual queda manifestado en
la gran cantidad de contactos grano-matriz presentes en la muestra,
seguido en cantidades menores por contactos grano-grano del tipo
tangenciales.
f.
Procesos químicos: hacia
la
base
se
observa
que
la
composición inicial de las arcillas autigénicas (caolinita) está alterando
posiblemente a illita/smectita.
59
La alteración de granos lábiles (fragmentos de arcilita) ha dado
lugar a pseudomatriz, proceso que ha disminuido fuertemente la
porosidad inicial; sin embargo, la disolución de la matriz ha dado lugar a
la poca porosidad existente en la electrofacies (Fig. 3.19). Esta disolución
no es homogénea debido quizás a que el frente de disolución de la matriz
está precisamente representado por la muestra No. 15, a 10266’ 11’’ de
profundidad (Fig. 3.20).
El cemento observado es debido únicamente al crecimiento
sintaxial de cuarzo (Fig. 3.17) y a las precipi taciones de hematita.
Electrofacies EF2:
a.
Generalidades: las muestras ubicadas en esta electrofacies
pertenecen a los tres pozos descritos (Tabla 3.1), por lo tanto, se presenta
a continuación una descripción de la variabilidad vertical y lateral de su
composición (Tabla 3.2). En el pozo SVS-091, ubicado al norte de la zona
de estudio, la electrofacies EF2 está representada en la muestra No. 14
(Fig. 3.1), mientras que hacia el sur, esta electrofacies está representada
en las muestras 10 y 11 en el pozo LRF-027(Fig. 3.10) y en las muestras
No. 18 y 19 en el pozo LRF-002 (Fig. 3.11).
b.
Textura: la granulometría varía lateralmente de arena fina en
el norte a media hacia el sur. El escogimiento es bastante malo y los
granos tienden a ser angulosos a subangulosos. Los contactos granomatriz aparecen en grandes cantidades, seguidos por los contactos granograno del tipo tangenciales y longitudinales.
La porosidad secundaria (~10%) es debida principalmente a
procesos de disolución de las arcillas detríticas y autigénicas (Fig. 3.21);
varía principalmente de base a tope y hacia el sur de la zona de estudio,
donde la porosidad primaria puede alcanzar hasta un 12% del total de la
porosidad presente o, incluso desaparecer.
c.
Composición: la composición mineral detrítica varía de norte a
sur de 40% a 70%, y está principalmente representada por el cuarzo
60
monocristalino (40% - 50%), mientras que el cuarzo policristalino varía
de norte a sur desde cantidades traza hasta un promedio de 5%. Los
fragmentos de roca varían de norte a sur de cantidades traza hasta ~20%.
En toda la zona las micas, los feldespatos y los minerales pesados no
superan el 1% (Fig. 3.22, Fig. 3.23 y Fig. 3.24). Hacia el norte, la hematita
está representada por nódulos claramente identificables al microscopio y
representa el 12% del total de la muestra estudiada (Fig. 3.25, Fig. 3.26 y
Fig. 3.27), mientras que hacia el sureste mineral desaparece. De igual
forma, la siderita aparece sólo precipitada alrededor de la hematita.
La matriz es más abundante hacia el norte y hacia el tope de la
electrofacies, alcanzando valores de 25%, mientras que hacia la base y el
sur, disminuye hasta alcanzar el 10%.
El cemento silíceo hacia el norte alcanza el 15% y disminuye al sur
hasta alcanzar valores de 5%; menos abundante es el cemento de
hematita, cuyo valor máximo se encuentra al sur (6%).
La porosidad por disolución es la más abundante en toda la
extensión de la electrofacies.
Las arcillas autigénicas varían de norte a sur desde 20% a 10% y,
de base a tope, en el sur varía desde cantidades traza hasta 10%. La
abundante presencia de arcillas (tanto detrítica como autigénica) afecta
notablemente la porosidad hasta hacerla desaparecer (Fig. 3.19).
d.
Clasificación: la muestra del pozo SVS-091 (No. 14, Fig. 3.1) es
una wacka cuarzosa; las muestras del pozo LFR-027 (Fig. 3.10) varían
desde wacka lítica (muestra No. 10) hasta cuarzoarenita (muestra No. 11);
por último, las muesras del pozo FLR-002 (Fig. 3.11) varían desde wacka
lítica (muestra No. 18) hasta sublitarenita (muestra No. 19).
e.
Procesos físicos: en general la compactación es baja, lo cual se
observa en la gran cantidad de contactos grano-matriz observados,
seguidos en cantidad por los contactos grano-grano del tipo tangenciales
y longitudinales (Fig. 3.28).
61
Leyenda: Mt, matriz; P, poros; Md, disolución de matriz; Cn, circón; Tm turmalina.
Fig. 3.20. Pozo SVS-91, profundidad 10266’ 11’’. Muestra No. 15. Fotomicrografía que
muestra la presencia de porosidad en función de la disolución no homogénea de la
matriz. Nícoles pa ralelos. 10X.
Fig. 3.21. Pozo LRF-27, profundidad 10984’ 10’’. Muestra No. 11. Fotomicrografía que
muestra la disolución de la matriz. Nícoles paralelos. 10X.
Fig. 3.22. Pozo LRF-27, profundidad 10984’ 10’’. Muestra No. 11. Fotomicrografía que
muestra los minerales pesados reconocidos, circón y turmalina. Nícoles paralelos. 20X.
Fig. 3.23. Pozo LRF-27, profundidad 10984’ 10’’. Muestra No. 11. Fotomicrografía que
muestra los minerales pesados reconocidos, circón y turmalina. Nícoles cruzados. 20X.
62
Leyenda: Cn, circón; Tm turmalina; H, hematita; Sd, siderita.
Fig. 3.24. Pozo LRF-27, profundidad 10984’ 10’’. Muestra No. 11. Fotomicrografía que
muestra los minerales pesados reconocidos, pero rotada con respecto a las anteriores.
Nótese el pleocroismo de la turmalina y el alto relieve del circón. Nícoles paralelos.
20X.
Fig. 3.25. Pozo SVS-091, profundidad 10247’ 05’’. Muestra No. 14. Fotomicrografía
que muestra los nódulos de hematita recubiertos de siderita. Nótese, además, la
pérdida de la porosidad, debi da a la presencia de arcillas. Nícoles paralelos. 4X.
Fig. 3.26. Pozo SVS-091, profundidad 10247’ 05’’. Muestra No. 14. Fotomicrografía
que muestra los nódulos de hematita recubiertos de siderita. Nícoles cruzados. 4X.
Fig. 3.27. Pozo SVS-091, profundidad 10247’ 05’’. Muestra No. 14. Fotomicrografía
que muestra los nódulos de hematita recubiertos de siderita. Luz reflejada. 10X.
63
f.
Procesos químicos: hacia el sur de la zona de estudio se
observan procesos de crecimiento sintaxial de cuarzo, mientras que hacia
el norte este proceso no suceden. De igual forma se distribuyen los
procesos de disolución de matriz, los cuales sólo ocurren hacia el sur de
la zona: la muestra No. 11 presenta disolución de matriz (Fig. 3.21),
mientras que la muestra No. 10 no presenta este proceso (Fig. 3.29).
La disolución de arcillas en una arenisca no es homogénea en todo
su espesor, sino que avanza en función del avance del fluido poroso
subsaturado (Fig. 3.30), por lo tanto esta disolución tiene un frente que
separa la fracción de matriz disuelta de la fracción por disolver. Así, es
posible que la diferencia de porosidad en ambas muestras esté indicando,
precisamente, la ubicación de ese “frente de disolución”, que en este caso
estaría ubicado entre la profundidad de la muestra No. 11 (10984’ 01’’) y
la profundidad de la muestra No. 10 (10983’ 05’’) en el pozo LRF-027 (Fig.
3.10).
En las muestras de los pozos con siglas LRF se observó la
alteración de granos de arcilita, dando lugar a importantes cantidades de
pseudomatriz, la cual es más abundante hacia el tope que hacia la base
de la electrofacies (Fig. 3.31 y Fig. 3.32). Los procesos de alteración varían
lateralmente: hacia el sur la matriz altera posiblemente a sericita,
mientras que las arcillas autigénicas, cuya posible composición inicial es
la caolinita, altera probablemente a illita/smectita; hacia el norte, las
micas alteran posiblemente a sericita.
Los nódulos de hematita observados hacia el norte de la zona de
estudio, presentan una película de siderita en su periferia. Por último se
observó crudo remanente en los espacios porosos de las muestras
ubicacas hacia el sur de la zona (Fig. 3.33 y Fig. 3.34).
64
Leyenda: Lng, contactos longitudinales; Tg, contactos tangenciales; Mt, matriz; Lm,
limonita; Md, disolución de matriz; H, hematita; Ar, grano de arcilita.
Fig. 3.28. Pozo LRF-002, profundidad 11005’ 00’’. Muestra No. 19. Fotomicrografía
que muestra los tipos de contactos entre granos: tangenciales y longitudinales. Nícoles
paralelos. 4X.
Fig. 3.29. Pozo LRF-27, profundidad 10983’ 05’’. Muestra No. 10. Fotomicrografía que
muestra cómo la matriz y la pseudomatriz destruyen la porosidad inicial de la roca. La
composición de la matriz posiblemente sea sericita. Nícoles paralelos. 20X.
Fig. 3.30. Pozo LRF-002, profundidad 11005’ 00’’. Muestra No. 19. Fotomicrografía en
la que se observa la porosidad de la muestra, sin embargo la permeabilidad es
despreciable. Nícoles paralelos. 4X.
Fig. 3.31. Pozo LRF-27, profundidad 10983’ 05’’. Muestra No. 10. Fotomicrografía que
muestra, la deformación de los fragmentos de arcilitas y la alteración que han sufrido.
Nícoles paralelos. 4X.
65
Leyenda: Ar: arcilita; Cn: circón; Co: crecimiento sintaxial de cuarzo; Cr: crudo
remanente; Gl: grano lábil.
Fig. 3.32. Pozo LRF-27, profundidad 10983’ 05’’. Muestra No. 10. Fotomicrografía que
muestra la compactación mecánica evidenciada en la deformación que han sufrido los
fragmentos de arcilitas que, además, han pasado a formar pseudomatriz. Nícoles
paralelos. 4X.
Fig. 3.33. Pozo LRF-002, profundidad 11005’ 00’’. Muestra No. 19. Fotomicrografía
que muestra un detalle de los anillos de crudo remanente adherido a los granos de
cuarzo detríticos. Nícoles paralelos. 10X.
Fig. 3.34. Pozo LRF-002, profundidad 11005’ 00’’. Muestra No. 19. Fotomicrografía
que muestra un fragmento de roca alterándose, un grano de circón y el crudo
remanente formando anillos entre los granos detríticos y los espacios porosos. Nícoles
paralelos. 10X.
Fig. 3.35. Pozo SVS-091, profundidad 10227’ 05’’. Muestra No. 13. Fotomicrografía
que muestra el crecimiento del cuarzo en continuidad óptica y la alteración de granos
lábiles. Nícoles paralelos. 40X.
66
Electrofacies EF3
a.
Generalidades: el estudio petrográfico de esta electrofacies se
realizó con las muestras No. 12 y 13, ubicadas en el pozo SVS-091 (Tabla
3.2 y Fig. 3.1).
b.
Textura: la granulometría en todo el espesor es de arena muy
fina. El escogimiento en general se presenta moderado y los granos son
principalmente subangulosos. Los contactos predominantes son los
grano-poro, seguidos en menores cantidades por contactos grano-grano
del tipo tangenciales y longitudinales.
La porosidad es bastante similar en todo el espesor de la
electrofacies y es debida principalmente a la disolución de arcillas (Fig.
3.35); sin embargo, se observaron remanentes de porosidad primaria
(intergranular) y trazas de porosidad secundaria intrapartícula, originada
por el fracturamiento de los granos, (Fig. 3.36) que no habían sido
destruida por la formación de arcillas autigénicas.
c.
Composición: El porcentaje de minerales detríticos varía de
base a tope de 85% a 65%. La composición detrítica está principalmente
representada por cuarzo monocristalino, cuyos porcentajes varían de base
a tope de 70% a 40%, mientras que el cuarzo policristalino varía de 6% a
3%. Los fragmentos de roca son, principalmente, de arcilitas y
representan el 2% del total de minerales detríticos (Fig. 3.35). Los
minerales pesados están representados principalmente por turmalina,
seguida de trazas de circón y epidoto. Las micas están ausentes hacia la
base y aparecen hacia el tope representando el 1% del volumen de la
lámina, mientras que los feldespatos varían de forma inversa a las micas,
de 2% en la base a trazas hacia el tope. La hematita sólo está presente
hacia el tope de la electrofacies (6%), mientras que la limonita lo está en
todo el espesor en cantidades traza.
De base a tope la matriz varía de 3% hasta alcanzar un 10%, sin
embargo, no fue posible reconocer su composición.
67
La composición del cemento es principalmente silícea (Fig. 3.35),
sin embargo varía de base a tope de 1% a 15%. De la misma forma, la
matriz varía de 3% a 10%.
La
porosidad
secundaria
por
disolución
se
mantiene
aproximadamente en un 10% a lo largo de todo el espesor a pesar de la
variación vertical que presenta la matriz.
Leyenda: Cn: circón; Qz: cuarzo; H: hematita; Md: disolución de matriz; Fh: flujos de
hidrocarburo.
Fig. 3.36. Pozo SVS-091, profundidad 10219’ 07’’. Muestra No. 12. Fotomicrografía
que muestra un grano de cuarzo fracturado. Nícoles paralelos. 20X.
Fig. 3.37. Pozo SVS-091, profundidad 10219’ 07’’. Muestra No. 12. Flujos de
hidrocarburo remanente. Nícoles paralelos. 10X.
d.
Clasificación: la muestra No. 12 representa una cuarzoarenita,
mientras que la No. 13 es una sublitarenita.
e.
Procesos físicos: la compactación, como en el resto de las
electrofacies subyacentes, es baja. Hacia la base los granos son
principalmente flotantes, y en menores cantidades sus contactos son
tangenciales y longitudinales. Hacia el tope, los granos tienen contactos
principalmente tangenciales y longitudinales, y en proporciones pequeñas
presentan contactos grano-matriz, grano-cemento y muy pocos contactos
grano-poro.
68
f.
Procesos químicos: el proceso de generación de pseudomatriz
por alteración de granos lábiles (arcilitas) es homogéneo en toda la
electrofacies. En este espesor el cemento está representado por el
crecimiento sintaxial de cuarzo (Fig. 3.35). La muestra presenta trazas de
fracturación y alteración de micas.
La composición de la arcilla autigénica puede ser sericita/illita o
montmorillonita/smectita. La disolución de matriz es la principal causa
de la porosidad presente en las muestras. Hacia el tope se observaron
precipitaciones de hematita y flujos de hidrocarburo remanente que
atraviesan toda la lámina y que posibl emente estén ocupando zonas de
debilidad (quizás de laminación) en la roca (Fig. 3.37).
Procesos diagenéticos identificados
El análisis petrográfico de los testigos de los pozos SVS-91
(muestras No. 12, 13, 14, 15, 16 y 17), LRF-02 (muestras No. 10 y 11) y
LFR-27 (muestras No. 18 y 19) permitió identificar los procesos
diagenéticos que ha sufrido dicha roca a través del tiempo.
Tomando como base los esquemas propuestos por Schmidt &
McDonald (1979) y por Pettijohn, Potter & Sievers (1987) para establecer
la
paragénesis
de
cementos
en
areniscas
(Fig.
3.38
y
3.39,
respectivamente) y la secuencia diagenética propuesta por McBride
(1985), se establece una posible sucesión para los procesos diagenéticos
identificados.
La compactación mecánica evidenciada en la deformación de las
micas (electrofacies EF2 y EF3) parece ser el primer cambio que sufre la
roca al comienzo de su enterramiento. Dicha compactación posiblemente
inició la alteración de granos lábiles (fragmentos de arcilitas), dando lugar
a la generación de una gran cantidad de pseudomatriz, con la
consecuente pérdida de porosidad inicial en estos estratos (Fig. 3.26, Fig.
3.27, Fig. 3.31 y Fig. 3.32).
69
Fig. 3.38. Procesos que ocurren durante el enterramiento de una cuarzoarenita,
característicos de cada estado diagenético (Tomado y modificado de Schmidt &
McDonald, 1979).
Es posible que la compactación química haya tenido lugar en los
puntos donde los granos tienen contactos tangenciales, ya que pequeñas
cantidades de presión-solución intergranular puede remover las esquinas
de los granos en contactos y permitirles deslizarse unos con respecto de
los otros hasta lograr un empaquetamiento más apretado (Füchbauer,
1967).
Pareciera más lógico suponer que tanto la compactación química
como la mecánica han traba jado juntas para lograr un acomodo más
estable del esqueleto de granos durante los estadios más someros del
enterramiento (Houseknecht, 1987). Este reacomodo puede generar la
pérdida de hasta el 10% de porosidad inicial en las rocas durante los
primeros 100’ de enterramiento (McBride, 1985).
70
Posterior a este proceso de compactación, McBride (1985) establece
el desarrollo de una delgada e, incluso, incompleta película de arcilla
alrededor de los granos detríticos (Fig. 3.16).
El cemento silíceo normalmente sucede como crecimiento sintaxial
de cuarzo (Fig. 3.16 y Fig. 3.35). La fuente de sílice para dicho cemento
puede venir de la transformación de minerales silicatados, incluyendo las
arcillas, de la alteración de feldespatos por infiltración de aguas
meteóricas y otros procesos que pueden ocurrir en las areniscas o lutitas
adyacentes a la roca.
Las reacciones que forman las arcillas diagenéticas en una
arenisca envuelven la preservación en forma sólida de muchos de los
aluminosilicatos, pero no necesariamente en la misma estructura
cristalográfica. Se puede visualizar el proceso como uno en el cual los
cationes son intercambiados, perdidos o ganados, y la sílice es ganada o
perdida con relación a la alúmina por las reacciones entre el sólido
detrítico con la solución envolvente. Las alteraciones de minerales de
arcillas y los reemplazos van bien con esta idea, puesto que ocurren
típicamente en areniscas con matriz arcillosa o fragmentos de roca
argiláceos; de hecho, la idea de que mucha matriz arcillosa se origina de
la alteración de los fragmentos de roca depende intrínsecamente de este
mecanismo (Pettijohn, Potter & Sievers, 1987).
Es necesario que ocurra un evento geológico que cambie la
composición de los fluidos de poros de manera tal que pase de ser
sobresaturado a subsaturado, es decir, que ocurra un proceso reverso de
precipitación a disolución. Cuando esto sucede pueden disolverse los
granos detríticos o, incluso, los autigénicos.
Un evento de disolución observado es el de la matriz, el cual
sucedió en todo el espesor estudiado, pero no de manera homogénea. En
todas las muestras tomadas en los pozos SVS-091 y LFR-002 se ha
observado este proceso (sección 3.2, Análisis Petrográfico) que ha
generado porosidades secundarias que varían entre el 5% y el 8% (Anexos
71
No. 3 y 4), sin embargo, el pozo LFR-027 no presenta tal homogeneidad
(Anexo No. 2).
Como se describió en la sección del análisis petrográfico (p. 64) en
el pozo LRF-027, electrofacies EF2, la diferencia en la cantidad de matriz
disuelta entre las muestras No. 10 y 11 (Fig. 3.27 y 3.28) puede deberse a
que el frente de disolución (frente del fluido subsaturado) se encuentra,
entre dichas muestras (Fig. 3.10). Pareciera ser que dicho frente ha
avanzado a través del tiempo de base a tope, y posiblemente, de norte a
sur, ya que el pozo LRF-027, que se ubica más al sur de los tres pozos
con testigos descritos y analizados en este estudio (Fig. 1.2), es el que
presenta los menores valores de porosidad por disolución (15%).
A partir de la paragénesis del cemento propuesta por Pettijohn,
Potter & Sievers (1987) se puede inferir que la precipitación de hematita,
fue posterior a los eventos antes descritos y que la precipitación de
siderita observada en el pozo SVS-091, electrofacies EF2, en la muestra
14 ha sido uno de los últimos eventos diagenéticos, ya que debe haber
sucedido por encima de los 3 Km. de profundidad (Fig. 3.39).
Hacia el sur de la zona en estudio, específicamente en las muestras
de los pozos LRF-002 y LFR-027 se observaron algunos granos de cuarzo
con fracturas cerradas, distribuidos irregularmente en la roca. Esta
distribución no homogénea podría sugerir que las fracturas no son
producto de los esfuerzos que han afectado a la roca sino más bien del
intemperismo sufrido por los granos antes de su depositación. Sin
embargo, esta característica podría ser un factor importante para mejorar,
de una manera artificialmente inducida, la permeabilidad de la roca que
ha sido disminuida por la gran cantidad de arcillas producto de la
diagénesis.
Por último, ocurrió un evento de migración de hidrocarburos que
dejó crudo remanente adherido a los granos y observados en las muestras
No. 12 y 19 (Fig. 3.33, Fig. 3.36 y Fig. 3.37).
72
Fig. 3.39. Paragénesis de los cementos, mostrando además los cambios de porosidad
secundaria a lo largo del proceso (Tomado y modificado de Pettijohn, Potter &Sievers,
1987).
Con base en las definiciones propuestas por Schmidt & McDonald
(1979), de los diferentes estados diagenéticos que puede sufrir una
arenisca (estado inmaduro, estado semi-maduro, estado maduro
temprano o maduro A, estado maduro tardío o maduro B y estado supramaduro), y los procesos que ocurren durante dichos estados (Fig. 3.38),
se ha establecido que las muestras estudiadas presentan un estado
diagenético que varía de semi-maduro a maduro temprano (Tabla 3.3).
Las muestras tomadas en el pozo LRF-027 (No. 10 y 11) presentan estos
procesos bien definidos, mientras que el resto se encuentran en un estado
intermedio entre el semi-maduro y el maduro temprano.
73
Tabla No. 3.3. Estado diagenético de las muestras estudiadas en secciones finas
(según Schmidt & McDonald, 1979).
ELECTROFACIES
POZO
MUESTRA
EF3
EF3
EF2
EF2
EF2
EF2
EF2
EF1
EF1
EF1
SVS-091
SVS-091
LRF-002
LRF-002
LRF-027
LRF-027
SVS-091
SVS-091
SVS-091
SVS-091
12
13
18
19
10
11
14
15
16
17
PROFUNDIDAD
10219’
10227’
10995’
11005’
10983’
10984’
10247’
10266’
10285’
10292’
07’’
05’’
10’’
00’’
05’’
01’’
05’’
11’’
10’’
00’’
ESTADO DIAGENÉTICO
Semi-maduro a Maduro temprano
Semi-maduro a Maduro temprano
Semi-maduro a Maduro temprano
Semi- maduro a Maduro temprano
Semi-maduro
Maduro temprano
Semi-maduro a Maduro temprano
Semi-maduro a Maduro temprano
Semi-maduro a Maduro temprano
Semi-maduro a Maduro temprano
El estado semi-maduro está caracterizado por la diagénesis del
cuarzo, evidenciada en las muestras de este estudio en la precipitación de
cuarzo en continuidad óptica. Sin embargo, la generación de porosidad
secundaria es un proceso característico del estado maduro temprano, en
el cual ocurre la generación de los máximos niveles de dicha porosidad.
La mayoría de las muestras estudiadas presentan ambos procesos, pero
sólo la muestra No. 11 tiene los mayores niveles de porosidad secundaria
(15%) y la muestra No. 10 no posee porosidad. Las muestras clasificadas
con un estado diagenético variando de semi-maduro a maduro temprano
presentan porosidades secundarias inferiores al 15% (entre 5% y 8%), y
precipitación de cemento silíceo (crecimiento sintaxial de cuarzo).
3.3.
ANÁLISIS PALEONTOLÓGICO
La muestra No. 1, tomada en el pozo LRF-027, a 10943’ de profundidad
(Figura 3.10 y Tabla 3.1), fue interpretada como un paleosuelo color pardo
rojizo, con bajo porcentaje de cuarzo, restos de materia orgánica amorfa y
trazas de óxido de hierro. El estudio por nannoplancton calcáreo resultó estéril
(Castro, 1999, comunicación personal). Presenta la especie de dinoflagelado
Tuberculodium vancampoae (Colmenares, 1999, comunicación personal) cuyo
74
Tabla No. 3.3. Estado diagenético de las muestras estudiadas en secciones finas
(según Schmidt & McDonald, 1979).
ELECTROFACIES
POZO
MUESTRA
EF3
EF3
EF2
EF2
EF2
EF2
EF2
EF1
EF1
EF1
SVS-091
SVS-091
LRF-002
LRF-002
LRF-027
LRF-027
SVS-091
SVS-091
SVS-091
SVS-091
12
13
18
19
10
11
14
15
16
17
PROFUNDIDAD
10219’
10227’
10995’
11005’
10983’
10984’
10247’
10266’
10285’
10292’
07’’
05’’
10’’
00’’
05’’
01’’
05’’
11’’
10’’
00’’
ESTADO DIAGENÉTICO
Semi-maduro a Maduro temprano
Semi-maduro a Maduro temprano
Semi-maduro a Maduro temprano
Semi- maduro a Maduro temprano
Semi-maduro
Maduro temprano
Semi-maduro a Maduro temprano
Semi-maduro a Maduro temprano
Semi-maduro a Maduro temprano
Semi-maduro a Maduro temprano
El estado semi-maduro está caracterizado por la diagénesis del
cuarzo, evidenciada en las muestras de este estudio en la precipitación de
cuarzo en continuidad óptica. Sin embargo, la generación de porosidad
secundaria es un proceso característico del estado maduro temprano, en
el cual ocurre la generación de los máximos niveles de dicha porosidad.
La mayoría de las muestras estudiadas presentan ambos procesos, pero
sólo la muestra No. 11 tiene los mayores niveles de porosidad secundaria
(15%) y la muestra No. 10 no posee porosidad. Las muestras clasificadas
con un estado diagenético variando de semi-maduro a maduro temprano
presentan porosidades secundarias inferiores al 15% (entre 5% y 8%), y
precipitación de cemento silíceo (crecimiento sintaxial de cuarzo).
3.3.
ANÁLISIS PALEONTOLÓGICO
La muestra No. 1, tomada en el pozo LRF-027, a 10943’ de profundidad
(Figura 3.10 y Tabla 3.1), fue interpretada como un paleosuelo color pardo
rojizo, con bajo porcentaje de cuarzo, restos de materia orgánica amorfa y
trazas de óxido de hierro. El estudio por nannoplancton calcáreo resultó estéril
(Castro, 1999, comunicación personal). Presenta la especie de dinoflagelado
Tuberculodium vancampoae (Colmenares, 1999, comunicación personal) cuyo
74
rango de vida va desde el Oligoceno Tardío al Reciente (Williams & Burjak,
1985).
Por otra parte, según Colmenares (1999, comunicación personal) la
ausencia de nannoplancton calcáreo y la asociación de dinoflagelados parece
sugerir ambientes de tipo estuarino.
3.4.
DESCRIPCIÓN Y ANÁLISIS DE LOS MAPAS ISÓPACOS, MAPAS
ESTRUCTURALES Y DE ATRIBUTOS SÍSMICOS
A partir de la identificación de las electrofacies realizada en los 72 pozos
estudiados se generaron:
a.
Seis mapas isópacos: uno para cada electrofacies, uno del espesor
total y uno de arena neta;
b.
Cuatro mapas de atributos sísmicos: amplitud, fase instantánea,
reflexión y frecuencia instantánea, mostrándose sólo el primero,
debido a que fue el único que arrojó resultados parcialmente
satisfactorios;
c.
Cinco mapas estructurales: uno a nivel de la Discordancia del
Eoceno y uno para el tope de cada electrofacies; y por último,
d.
Tres mapas de distribución de electrofacies (para las electrofacies
EF1, EF2 y EF3), los cuales se desarrollarán en el capítulo siguiente.
Mapas isópacos
En líneas generales los mapas isópacos preparados muestran los mayores
espesores hacia la zona norcentral, centro-oeste y suroeste del área y los
menores espesores hacia el sureste (Bloque VI) debido a que un paleoalto
(inferido en el mapa estructural de la discordancia del Eoceno, Fig. 3.40, y por
el acuñamiento de las electrofacies EF1, EF2 y EF3 hacia el sureste de la zona)
y las condiciones tectónicas controlan la sedimentación (León et al., 1997).
75
Fig. 3.40. Mapa Estructural de la Discordancia del Eoceno. Para mayores detalles en
los datos de dicho mapa véase Anexo No. 16.
76
En el mapa isópaco total (Fig. 3.41) y en el de arena neta (Fig. 3.42) se
observa una tendencia bien marcada de los espesores en sentido norestesuroeste que presenta valores alrededor de los 100’, mientras que hacia el
noroeste y el sureste los espesores disminuyen hasta hacerse menores a los
10’. Sin embargo, hacia el área sur-central de la zona en estudio se ubican los
mayores espesores del Miembro Santa Bárbara, alcanzando hasta los 150’ (Fig.
3.41, Fig. 3.4 y Anexo No. 8).
Ahora bien, es importante recalcar que los pozos que presentan altos
espesores (Fig. 3.41) están ubicados, principalmente, cerca de zonas de fallas.
Esto hace suponer que dichos espesores están controlados por la tectónica, es
decir, que son producidos por una sedimentación sintectónica. Por lo tanto,
pareciera que el hecho de que los altos espesores estén ubicados hacia el
centro-oeste y sureste de la zona en estudio no obedece simplemente a la
paleotopografía preexistente a la sedimentación del Miembro Santa Bárbara,
sino principalmente a un control tectónico.
Si se observan los mapas isópacos de las cuatro electrofacies definidas
(EF1, EF2, EF3 y EF4) en el orden de la sedimentación, se pueden resaltar
varias características:
a)
Las electrofacies que presentan mayores espesores son la EF1 y la EF2,
ambos valores concentrados en la zona sur y centro-oeste del área de
estudio, mientras que las electrofacies EF3 y EF4 muestran valores que
no superan los 35’. Este comportamiento en los espesores puede tener
varias razones, las cuales se van a enumerar seguidamente.
b)
En principio, pareciera ser que la depositación de las arenas que
conforman la electrofacies EF1 logró rellenar los mayores desniveles
causados por el evento erosivo del Eoceno, anterior a la depositación del
Miembro Santa Bárbara, haciendo que dichos desniveles sean menores a
medida que se iban depositando el resto de las electrofacies. De hecho, el
mapa isópaco de la electrofacies EF4 muestra que este intervalo se
depositó cubriendo toda el área en estudio y con variaciones muy
pequeñas (máximo 20’) en los espesores. Por otra parte, los registros de
77
los pozos del área (Fig 3.1) muestran que el tope de dicha electrofacies,
que coincide con el tope del Miembro Santa Bárbara, está representado
por una superficie de inundación local, lo cual podría sugerir que esta
electrofacies representa la depositación de un manto de arena que cubre
toda el área en estudio, como ya fue sugerido por Ambrose et al., 1996 en
el área de Mioceno Norte.
c)
Se puede apreciar que durante la depositación de las arenas que
conforman las electrofacies EF1 y EF2 hubo mayor generación de espacio
para la sedimentación que durante la depositación de las arenas de las
electrofacies EF3 y EF4. Esto se observa en el hecho de que las primeras
tienen una alta variabilidad en los espesores (desde 10’ hasta 95’), a
diferencia de las segundas que, además de presentar espesores
relativamente constantes en toda la zona en estudio, los valores de éstos
no superan los 34’.
d)
Es posible que la presencia de fallas sinsedimentarias sean las que
controlan la sedimentación y, por consiguiente, estos grandes espesores.
Esto podría ser la razón por la cual hacia la zona norte del área de estudio
las electrofacies EF1, EF2 y EF3 se acuñan contra la superficie definida
por la Discordancia del Eoceno hasta que la inundación que depositó la
electrofacies EF4 logra cubrir toda el área.
e)
Una comparación sucesiva de los mapas isópacos (en orden, Fig. 3.2, 3.6,
3.8 y 3.9) muestra cómo el límite de la arena, gobernado por la presencia
del paleoalto, va avanzando cada vez más hacia el sureste de manera tal
que se van acuñando secuencialmente las electrofacies EF1, EF2 y EF3
hasta el momento de la sedimentación de la electrofacies EF4 que lo
cubre completamente (Fig. 3.3).
78
Fig. 3.41. Mapa Isópaco Total. Para mayores detalles en los datos de dicho mapa
véase el Anexo No. 11.
79
Fig. 3.42. Mapa de arena neta total. Para mayores detalles en los datos de dicho mapa
véase Anexo No. 24.
80
Correlación de los datos generados en el presente estudio con los
datos de atributos sísmicos existentes. Generación del mapa de
Amplitudes Sísmicas
Desde el punto de vista físico, el concepto de la amplitud de reflexión se
define de la siguiente manera: sobre una sección final migrada, fase cero, se
asume que las amplitudes de reflexión observadas representan contrastes de
impedancia acústica entre estratos de diferentes propiedades elásticas. Los
coeficientes de reflexión, basados en la ecuación para incidencia normal, son
del tipo:
A (Ri ) = Z i+1 - Zi
Z i+1 + Zi
donde Zi = ñiVi
(impedancia acústica del medio i)
La amplitud (A) depende entonces de los parámetros densidad y
velocidad, los cuales a su vez dependen de la litología, porosidades, tipo de
fluido, saturación, presión de poros, etc.
Por consiguiente, dados dos espesores relativamente grandes, los cambios
laterales de amplitud se interpretan como cambios laterales en las propiedades
de los estratos en contacto.
Enachescu (s/f) explica la aplicabilidad de la interpretación de las
amplitudes sísmicas a partir de las fuentes de sísmica de reflexión en 3D para
el desarrollo y mejoramiento en la caracterización geológica de un yacimiento:
Hoy en día se ha hecho rutinario el uso de las fuentes sísmicas 3D para
delinear y asistir en el desarrollo de reservas de hidrocarburos. Durante la
adquisición y procesamiento de datos modernos de reflexión se da especial
atención a la obtención y preservación de los datos de amplitud.
La onda sísmica de amplitud de reflexión depende de 3 grupos de
factores:
81
a. Validez de la fuente, sensibilidad y calibración del geófono,
características de los instrumentos. Sus efectos en la amplitud son
casi similares a la calidad de la obtención y pueden ser ignorados.
b. Propagación geométrica, pérdida en la transmisión (absorción) y
múltiples reflexiones. Así, las leyes universales de la propagación de
ondas se aplican y sus efectos son corregidos durante la etapa de
procesamiento de datos.
c. Secuencia de la reflectividad y, algo que no debe ignorarse, curvatura
en el reflector. La determinación de estos dos es el objetivo final de la
interpretación de los datos.
El estudio de la amplitud en conjunto con la interpretación tradicional
revela nueva y útil información concerniente a las características del
yacimiento y la producción del campo, tectónica y geología estructural, litología
y sedimentología de un área.
Con respecto a las características del yacimiento, las amplitudes sísmicas
pueden usarse para indicar los intervalos porosos, presencia de gas, contactos
de
fluidos,
distribución
y
continuidad
del
yacimiento,
sus
límites
(discordancias, fallas, barreras estratigráficas), entre otros.
Los perfiles de amplitud y los mapas de horizonte de amplitud son usados
para cartografiar fallas con saltos de menos de 10 m. De la misma manera,
cuando la interpretación es ambigua los mapas de amplitud pueden ayudar a
discriminar entre un diapiro de sal o de arcilla y mejorar el control en la
posición de las paredes en las estructuras de sal.
El método de las amplitudes sísmicas también ha sido aplicado para
estimar relaciones arena/arcilla, indicar presencia de carbón y zonas
mineralizadas,
truncamientos
de
litologías
alternantes
debajo
de
discordancias, identificar canales rellenos con arena e incluso discriminar si el
relleno de un canal es de arena o de arcilla, delinear cuerpos arenosos
individuales en abanicos submarinos de turbiditas, entre otros.
82
En cuanto a la sedimentología del yacimiento, las aplicaciones más
importantes de las amplitudes sísmicas son el cartografiado de superficies de
discordancia, características de paleorelieve y ambientes sedimentarios
antiguos.
Si bien el análisis de todos estos factores a partir de los atributos sísmicos
no es el alcance del presente trabajo, la razón por la cual se realizó este paso
obedece a que la información en sísmica 3D ya existía, así como la
interpretación de los atributos sísmicos aquí estudiados (amplitud, fase
instantánea, reflexión y frecuencia instantánea).
Como se explicó al inicio de esta sección, se realizaron cuatro mapas de
atributos sísmicos (amplitud, fase instantánea, reflexión y frecuencia
instantánea). Los valores obtenidos a partir de dichos mapas fueron
comparados con los diferentes valores de espesores y porosidad recopilados en
el presente estudio (Anexo No. 3, Fig. 3.43). Estas comparaciones se hicieron
con la finalidad de establecer posibles relaciones entre los datos de atributos
sísmicos y los datos originados en el presente estudio, de manera tal de
favorecer el establecimiento de la posible prospectividad de la zona suroeste del
área de estudio.
Se realizaron un total de 32 gráficos de líneas de tendencia con la ayuda
del programa computarizado Microsoft Excel; a cada gráfico se le calculó la
mejor línea de tendencia y el correspondiente grado de correlación entre los
datos (R2).
Sin embargo, sólo se lograron resultados satisfactorios a partir de la
comparación de los datos de amplitud con los datos de espesor total (Fig.
3.44), ya que la correlación entre dichos datos es del orden del 50% (R2 =
0.4986). Si bien no es un valor de correlación muy elevado, es el mayor
obtenido y se sugiere una posible relación entre estos datos: a mayor amplitud,
mayor valor de espesor total para el Miembro Santa Bárbara en la zona de
estudio y la relación entre ambas variables está regida por la fórmula:
83
Y = 0.0512X + 33.814
En
donde
X = amplitud
Y = espesor total
el mapa de amplitudes (Fig. 3.43) se observa que las zonas de
mayores valores (colores de la gama del rojo) se ubican hacia el suroeste y en
las zonas norte y norcentral del área de estudio. En el mapa de espesor total
(Fig. 3.41, Anexo No. 11) se observa que los mayores valores se ubican,
precisamente en las mismas zonas de altos valores de amplitudes.
Análogamente, las zonas de valores de amplitud bajos (colores verdeazulado y azul) son precisamente las que presentan los espesores más bajos.
De hecho, en la zona donde se ha interpretado e l paleoalto (sureste del mapa)
se acumulan los valores de amplitud más bajos (cercanos y menores que cero,
Anexo No. 3) y es precisamente la zona donde el Miembro Santa Bárbara
presenta los menores espesores (~9’), que representan a la electrofacies EF4,
ya que las tres electrofacies subyacentes (EF1, EF2 y EF3) se acuñan
secuencialmente contra este paleoalto.
Ahora bien, en la zona suroeste del mapa no existe control con pozos, de
hecho, los diferentes mapas realizados muestran una interpretación imprecisa
hacia esta área. Sin embargo, si se toma en cuenta la relación entre los
espesores y los valores de amplitud antes propuesta podría sugerirse que en
dicha zona el Miembro Santa Bárbara se depositó conservando grandes
espesores. Debido a la poca resolución que ofrece esta herramienta sísmica
para los intervalos de poco espesor no se puede discriminar la variabilidad
lateral de los espesores de cada electrofacies.
Mapas Estructurales
Como lo muestra la Fig. 3.45, la zona en estudio está ubicada en el
Graben Lama, limitado al oeste por la falla de Icotea y hacia el norte y este por
la falla VLE-400.
84
Fig. 3.43. Mapa de Amplitudes Sísmicas con ubicación de pozos.
85
Amplitud Vs. Esp Total
y = 0.0512x + 33.814
R2 = 0.4986
160
120
80
40
0
-750
-250
250
750
1.250
1.750
Fig. 3.44. Comparación
entre
los
valores
de
amplitud y los valores de
espesor total para cada
pozo ubicado en el área de
estudio.
Se
presenta,
además, la fórmula lineal
que relaciona ambos valores
(X = amplitud; Y = espesor
total.). Ver Anexos No. 9 y
10
para
los
datos
organizados en tablas.
Los mapas estructurales realizados en el presente estudio muestran las
estructuras principales de la zona, como lo son la falla de Icotea y la
envolvente norte del Graben Lama (Fig. 3.40, Anexos No. 16, 17, 18, 19 y 20).
La falla de Icotea se ubica en la región oeste del área de estudio y la divide
en dos bloques que en la Fig. 3.45 se han identificado como flanco este y flanco
oeste, siendo el primero el que mayor área abarca.
Las fallas presentes en el área de estudio son invertidas con
desplazamiento normal (Arminio, et al., 1994). Se observan dos tendencias
principales en el rumbo de las fallas: hacia el noreste y sureste se ubican las
fallas subparalelas a la de Icotea, pero de menor longitud que ésta. Hacia la
parte central del área de estudio se ubican las fallas subperpendiculares a la
de Icotea. Audemard (1991) establece que debido a la orientación este-oeste del
vector original de compresión prevalente en el Mioceno estas últimas fallas
prácticamente no sufren desplazamiento vertical, por lo tanto su inversión es
mínima, a diferencia de la falla de Icotea (y todas las subparalelas a ella) que
se acomoda de manera oblicua y, si se quiere, subperpendicular a la
orientación del máximo esfuerzo.
86
Fig. 3.45. Ubicación
aproximada
de la zona en
estudio
(Graben
Lama) mostrando
las principales estructuras que la
atraviesan.
Para
una vista más re gional
de
este
mapa
ver
Fig.
3.48. (Tomado y
modificado de Arminio, et al., 1994)
3.5.
GEOLOGÍA ESTRUCTURAL LOCAL
En el área de estudio se registraron episodios de transtensión y
compresión entre el Eoceno Temprano y el Mioceno al reactivarse, por
transcurrencia, la zona de la falla de Icotea, la cual había aparecido por
fenómenos de extensión en el Mesozoico Medio. Estas condiciones dieron lugar
a estilos estructurales superpuestos (extensionales primero y de compresión
después) y a una secuencia estratigráfica compleja. Para su mejor estudio
Arminio et al. (1994) han dividido estos episodios en tres fases en las cuales
explican la evolución tectónica del área de Lama Sur y su relleno estratigráfico
(Fig. 3.46):
Fase I:
Pre-Graben
Las estructuras principales se formaron en el Jurásico por extensión
cortical durante la apertura del Golfo de México (Burke et al., 1984). Esto dio
como resultado la formación de los valles de rotura flanqueados por fallas
normales de rumbo norte-sur, entre las que se encuentra la falla de Icotea.
87
Durante esta etapa se depositaron las capas rojas de la Formación La Quinta
rellenando los valles (Bueno y Zubizarreta, 1992).
Fig.
3.46.
Relleno estratigráfico de la
zona en estudio, indicando
las superficies
de
máxima
inundación,
los principales
eventos compresivos y las
tres fases tectónicas (Tomado y modificado de Arminio,
et al.,1994).
Relleno Pre-Eoceno
Las calizas del Grupo Cogollo se depositaron sobre este basamento
Jurásico plegado y peneplanado. Posteriormente ocurre la máxima inundación
Cretácica (LS=74, Fig. 3.46) (Boesi et al., 1992) seguida de las secuencias
regresivas de las lutitas de las formaciones Colón y Mito Juan. Suprayacente a
esta última se depositaron las calizas y arenas plataformales de la Formación
Guasare, siendo parcialmente erosionada antes del inicio de la depositación
Eocena.
88
Fase II:
Apertura de los Grábenes
Al inicio del Eoceno Inferior los grábenes estaban activos y en aquellas
zonas donde la Formación Guasare estaba erosionada se depositaron las
“arenas C” y las arenas no marinas “B inferior” de la Formación Misoa. Ambas
constituyen un espesor sintectónico. El emplazamiento de la placa Caribe al
norte de Sudamérica produce la reactivación de la antigua falla normal de
Icotea. En el área se inició, entonces, la apertura por transtensión (Biddle y
Chirstie-Black, 1985 en Armiño et al., 1994) paralela a Icotea de dos semigrábenes en su flanco este.
Estos semi-grábenes, llamados Lago y Lama (Fig. 3.47), son depresiones
asimétricas que alcanzan los 1200 m de profundidad, subparalelas a la falla de
Icotea y limitadas por ella al oeste y por una envolvente de fallas normales al
norte y al este (Fig. 3.48). El substrato de los semi-grábenes se eleva
gradualmente, definiendo una rampa estructural que puede asociarse a un
pliegue “roll over” del despegue basal de las fallas envolventes (Arminio et al.,
1994), las cuales se prologan al sur y pierden expresión al llegar al Bloque V.
Misoa C y B Inferior
La unidad informal de arenas C de Misoa se depositó dentro de los semigrábenes. Se trata de arenas masivas anastomosadas depositadas en un
ambiente predominantemente deltaico (Gamero, 1994) y angularmente sobre la
discordancia del tope del Paleoceno. Hacia el tope, la sección se hace más
lutítica, indicando ambientes más marinos, los cuales culminan con una
superficie de máxima inundación. Según Gilchrist (1992) la edad de este
evento es de 50 Ma.
Entre Misoa C y B tiene lugar un evento regresivo y de subsidencia,
durante el cual se depositan paquetes gruesos de areniscas masivas no
marinas dentro de los semi-grábenes, identificadas como la unidad inferior B.
Estas arenas están separadas por intervalos lutíticos delgados y dispersos.
89
Fig. 3.47. Diagrama esquematizado de la estructura Lama Sur a nivel de las calizas
cretácicas del Grupo Cogollo (Tomado y modificado de Arminio et al., 1994).
Arminio et al. (1994) proponen que la ausencia de cambios laterales
rápidos en las facies sedimentadas dentro de los grábenes puede deberse a que
el aporte sedimentario era mayor que la creación de espacio; por lo tanto, los
bordes de los grábenes carecieron de relieve topográfico suficiente para causar
cambios laterales de energía.
Inversión Tectónica
Varios episodios de compresión tuvieron lugar durante y después del
crecimiento de los semi-grábenes. Estos episodios causaron inversión selectiva
de las estructuras existentes, lo cual se registró con mayor intensidad a lo
largo de los segmentos de falla con rumbo norte-sur (Icotea, VLE-400 y Lama
sur, Fig. 3.48), mientras que las fallas planares y lístricas de rumbo este-oeste
contenidas dentro de los grábenes la inversión es mínima. Esto es debido a la
90
orientación este-oeste del vector original de compresión prevalente en aquel
momento (Audemard, 1991).
Fig. 3.48. Procesos tectónicos dominantes en el área de Lama Sur durante el Eoceno
Inferior a Medio (Tomado y modificado de Arminio et al., 1994).
Fase III:
Post-Graben: Misoa B Superior y relleno post-Eoceno
La unidad informal B Superior se depositó sobre una superficie de
discordancia que se encontraba sobre el relleno de los grábenes. Esta serie
está constituida por lutitas y arenas marinas delgadas de ambiente prodelta y
91
plano costero (Cortiula, 1989). Ocurre un nuevo evento de levantamiento y
erosión del cual la unidad Misoa B Superior sólo se preserva parcialmente en
las depresiones.
La discordancia del Eoceno que suprayace a la Formación Misoa es de
tipo regional y erosiva, probablemente debido a la influencia de efectos
regionales como el levantamiento de la Sierra de Perijá y la bajada eustática
Oligocena (Arminio y Allen, 1990). Sobre esta superficie de erosión se depositó
el Miembro Santa Bárbara, arenas basales de la Formación La Rosa, el cual
constituye el yacimiento en estudio y subjace a las lutitas marinas sellantes de
dicha Formación.
En el relleno posterior se observa un tercer evento de inversión tectónica
acompañando de un basculamiento regional hacia el sureste como producto de
la carga andina del Mioceno Medio-Superior. Estos últimos eventos MioPliocenos confirieron a la estructura su forma definitiva (Arminio et al., 1994).
92
CAPÍTULO
4.
AMBIENTE
SEDIMENTARIO
Y
DEPOSITACIÓN
SECUENCIAL INTERPRETADOS PARA EL MIEMBRO SANTA BÁRBARA DE
LA FORMACIÓN LA ROSA EN EL ÁREA DE ESTUDIO
La interpretación del ambiente sedimentario realizada en este trabajo
engloba la recopilación y análisis de diferentes fuentes: (i) los datos compilados
en el presente estudio y descritos en las secciones anteriores; (ii) los datos
resumidos a partir de la revisión de algunos de los trabajos más recientes
realizados en el Miembro Santa Bárbara (Casas, 1998; León et al., 1997;
Ambrose et al., 1996); y (iii) la revisión bibliográfica de diferentes modelos de
facies estuarinas, deltaicas y de sistemas de valles incisos, entre otros.
La correlación de este grupo de datos permitió inferir un posible ambiente
de sedimentación para los sedimentos del Miembro Santa Bárbara de la
Formación La Rosa depositados en los Bloques VI y IX, de la siguiente manera:
A partir de la comparación entre las características fundamentales de los
sistemas de valles incisos definidas por Zaitlin et al. (1994) y los datos
recopilados para el Miembro Santa Bárbara a través de previos estudios e,
incluso el presente (Tabla 4.1), se puede sugerir que el Miembro Santa Bárbara
representa un sistema de valles incisos depositados posteriormente a la caída
del nivel relativo del mar que dio lugar a la discordancia erosional del Eoceno y
como producto de la sucesiva transgresión que originó la depositación de las
secuencias arenosas y lutíticas de la Formación La Rosa. En efecto, González
de Juana et al. (1980) establece que la sedimentación miocena en la Cuenca de
Maracaibo se caracteriza por una transgresión marina de considerable
extensión territorial dentro de los límites del Lago de Maracaibo, pero de
duración relativamente corta. Establece, además, que la base de la
transgresión de la Formación la Rosa está representada por el Miembro Santa
Bárbara sobre el cual se encuentra el miembro de lutitas marinas fosilíferas
que marcan la extensión de máxima transgresión.
93
Tabla 4.1 Correlación entre las características fundamentales de los sistemas de valles
incisos (S.V.I.) definidas por Zaitlin et al. (1994) y los datos presentados, tanto en el
presente estudio como en trabajos previos, para el Miembro Santa Bárbara de la
Formación La Rosa.
CARACTERÍSTICAS OBSERVADAS EN EL
MIEMBRO SANTA BÁRBARA EN EL
PRESENTE ESTUDIO Y EN TRABAJOS
PREVIOS
1. El valle es una característica
1. El Miembro Santa Bárbara se depositó en un
paleotopográfica negativa (p. ej. erosional),
ambiente fluvio-deltaico, cubriendo la
cuya base trunca los estratos subyacentes,
inconformidad que truncó las sucesiones del
incluyendo cualquier marcador regional
Eoceno: Formaciones Paují y Misoa (León et
presente.
al.,1997).
2. La base y paredes del S.V.I. representa un
2. En el pozo VLA-1246, ubicado en el Bloque I
límite de secuencia que puede ser
del Lago de Maracaibo, Casas (1998) observó a
correlacionado con una superficie erosional
pocos pies de la base del Miembro Santa
(hiatus) fuera del valle (p. ej. en las áreas de Bárbara “una sección de limolitas arcillosas y
interflujo). Esta superficie erosional puede ser arenas de grano muy fino” que exhiben “una
modificada por una subsiguiente transgresión. gran cantidad de bioturbaciones del tipo
El límite de secuencia puede ser cubierto por
Rizocorallium, que podría interpretarse como
una capa de grava y/o estar caracterizado por
parte de una ichnofacies del tipo Glossifungites
horadaciones pertenecientes a la ichnofacies (Perberton, 1992), asociada generalmente a
Glossifungites (MacEachern et al., 1992). En la superficies marinas de erosión”.
zona de interflujo la superficie de exposición
En el pozo LRF-027, presente estudio, a pocos
puede estar caracterizada por un paleosuelo o pies del tope del Miembro Santa Bárbara se
un horizonte con raíces (Leckie & Singh, 1991). identificó un paleosuelo, y entre 10945’ –
10948’ un espesor con abundantes restos de
tallos y raíces carbonizadas.
En el pozo PB-161, en el área Mioceno Norte,
Ambrose et al. (1996) describen a muy pocos
pies de la base del Miembro Santa Bárbara
“depósitos de pantano (...) representados por
capas delgadas de carbón y lutitas carbonosas
(...). Datos palinológicos (...) sugieren un origen
de pantanos de agua dulce para los depósitos
de entrecanales”.
3. La base del relleno inciso exhibe una
yuxtaposición erosional de facies más
proximales (continentales) sobre depósitos más
distales.
4. Los marcadores depositacionales del valle
4. En este estudio se ha descrito cómo la
inciso rellenan solapando sucesivamente
sucesiva depositación de las electrofacies EF1,
(onlap) las paredes del valle.
EF2, EF3 y EF4 han ido solapando el paleoalto
definido en el Bloque VI, más específicamente
al sureste de la zona en estudio (ver
descripción de mapas isópacos)
CARACTERÍSTICAS FUNDAMENTALES DE
LOS SISTEMAS DE VALLES INCISOS,
(Tomado de Zaitlin et al., 1994)
Como se estableció anteriormente, Colmenares (1999, comunicación
personal) sugiere ambientes de tipo estuarino a partir del análisis
paleontológico realizado a la muestra No. 1 del presente estudio (p. 72). Sin
embargo, la descripción macroscópica de los testigos de los pozos SVS-091
94
(Fig. 3.1), LRF-027 (Fig. 3.10) y LRF-002 (Fig. 3.11) no proporcionó indicios de
estructuras sedimentarias propias de ambientes estuarinos (por ejemplo,
estructuras de doble corriente). Ahora bien, hay que tener en cuenta que, en
primer lugar, los núcleos en cuestión tuvieron un bajísimo porcentaje de
recuperación y, en segundo lugar, según Galloway y Hobday (1983) este tipo de
estructuras sedimentarias son poco comunes en los sedimentos de la columna
preservada para los ambientes estuarinos y los buzamientos bidireccionales de
dichas estructuras pueden aparecer si se hace una comparación macroscópica
de testigos con alta recuperación y, además, geográficamente muy cercanos
(Fig. 1.2, para ubicación de los pozos con testigos descritos).
Debido a la poca información que se obtuvo a partir del estudio de los
testigos del Miembro Santa Bárbara se usan las electrofacies como el dato
principal y enlazante de todas las ideas.
Tomando en cuenta todas las consideraciones anteriores y la
interpretación del ambiente sedimentario a partir de perfiles de pozo, de la
petrografía, de la comparación con modelos ya propuestos para estuarios y
deltas y de los mapas isópacos y de distribución de electrofacies, se plantea
que:
1.
El Miembro Santa Bárbara de la Formación La Rosa en el área de
estudio representa un sistema de valles incisos.
2.
La electrofacies EF1 representa ambientes de tipo fluvial entrelazado
que, según el modelo propuesto por Zaitlin et al. (1994), corresponde
al segmento 3 del sistema de valles incisos.
3.
Las electrofacies EF2 y EF3 representan ambientes de tipo estuarino
que, según el modelo propuesto por Zaitlin et al.(1994), corresponde
a los segmentos 1 y 2 del sistema de valles incisos.
4.
La electrofacies EF4 representa un manto arenoso extenso que,
según el modelo propuesto por Saxena (1976), se define como arenas
deltaicas retrabajadas.
A continuación se desarrollarán más detalladamente estas proposiciones:
95
Fig. 4.1. Segmentación de los sistemas de valles incisos. En el presente estudio se
propone el segmento 3 (zona fluvial del valle inciso) como posible ambiente de
sedimentación para la electrofacies EF1 del Miembro Santa Bárbara y el segmento 2 y
1 (zona estuarina) para las electrofacies EF2 y EF3 (Tomado y modificado de Zaitlin et
al., 1994).
96
Miembro Santa Bárbara, Formación La Rosa en el área de estudio:
sistema de valles incisos
La definición, segmentación y estratigrafía propuesta para los valles
incisos por Zaitlin et al.(1994), está resumida en la Fig. 4.1, donde se observa
que los segmentos 1 y 2 corresponden a la parte estuarina del sistema de
valles incisos, mientras que el segmento 3 representa la parte fluvial de la
incisión.
La subdivisión longitudinal tripartita propuesta por Zaitlin et al. (1994)
para el relleno de los valles incisos se resume de la siguiente forma:
Como cae el nivel relativo del mar, toda la longitud del valle inciso está
caracterizada por una erosión fluvial neta que crea un límite de secuencia
basal.
Cuando el nivel relativo del mar alcanza su punto más bajo y comienza a
crecer, la depositación fluvial se inicia en la boca del sistema de valles incisos y
se extiende progresivamente hacia la cabeza del valle a medida que continúa la
transgresión. Igualmente, el relleno de la porción hacia el mar del valle inciso
(Fig. 4.1, segmento 1) está caracterizada por la retrogradación de los depósitos
fluviales y estuarinos (del SEBN al SET), siendo recubiertos por arenas
transgresivas y/o lodos de plataforma.
La porción media del sistema de valles incisos (Fig. 4.1, segmento 2)
consiste de un complejo estuarino ahogado que existe al mismo tiempo que la
máxima transgresión, recubriendo unas sucesiones del SEBN al SET de
depósitos fluviales y estuarinos, como los del segmento 1.
La parte más interna del valle inciso (Fig. 4.1, segmento 3) se desarrolla
en la zona del límite transgresivo del estuario y se extiende hacia la tierra,
hasta el límite de incisión fluvial. Dicho segmento está caracterizado, a lo largo
de toda su historia depositacional, por depósitos fluviales; sin embargo, el
estilo fluvial cambiará sistemáticamente debido a los cambios en la taza de
variaciones del nivel base. El efecto de estas variaciones decrecerán hasta que,
97
eventualmente, el clima, la tectónica y el suministro sedimentario lleguen a ser
los controles dominantes de la naturaleza del sistema fluvial.
Comparando estas ideas con las características determinadas a lo largo
del presente estudio para cada electrofacies, se puede identificar que:
La electrofacies EF1: segmento 3 del Sistema de Valles Incisos
Zaitlin et al. (1994) establecen que el segmento 3 del sistema de valles
incisos descansa entre el límite transgresivo marino/estuarino y el límite más
terrestre de la incisión (Fig. 4.1). Este segmento se puede extender de decenas
a centenas de Km. sobre el límite de influencia marino/estuarina. Su relleno
será
enteramente
fluvial
y
puede
ser
entrelazado,
meandriforme,
anastomosado y/o recto.
Se ha determinado que los sedimentos correspondientes a la electrofacies
EF1 del Miembro Santa Bárbara se depositan inicialmente rellenando las
mayores irregularidades topográficas originadas por la erosión que ocasionó la
formación de la Discordancia del Eoceno. La geometría de dicha electrofacies
en los diferentes registros de rayos gamma estudiados (Fig. 3.1, Anexos No. 5,
6, 7 y 8), así como el mapa de distribución de electrofacies (Fig. 4.2) muestra
que podría tratarse de sedimentos pertenecientes a canales amalgamados, que
podrían representar los depósitos del final del SEBN y comienzos del SET
(Zaitlin et al. 1994). Más específicamente los depósitos preservados para este
intervalo posiblemente representen la depositación de ríos entrelazados.
Según Allen (1997) los ríos entrelazados se forman cuando la pendiente
regional es alta (frecuente en cuencas sintectónicas), cuando hay una carga
sedimentaria grande (alta proporción de grava/arena) o cuando hay
variaciones estacionales extremas en el gasto del río.
La arquitectura interna de dichos depósitos es muy compleja y no tiene
un patrón regular. Consiste de un apilamiento complejo de unidades de
pequeña escala con base erosiva. La conexión lateral y vertical de estas
secuencia de canal individual y de barra forma generalmente espe sos (varias
decenas de metros) cuerpos de arenisca compuestos, muy extensos
98
lateralmente (hasta decenas de Km.) pero con una estructura interna compleja,
debido a las numerosas unidades de canal yuxtapuestas.
La migración frecuente de los canales secundarios dentro del canal
principal genera una extensa depositación lateral de arena. Estos sistemas de
yacimientos pueden ser continuos por varios centenares o hasta miles de Km2.
Sin embargo, un factor importante acerca de la calidad del yacimiento es,
por una parte, su grado variable de heterogeneidad, ocasionado por la
presencia de intercalaciones de arcilla, las cuales presentan tapones de canal
abandonado y, por la otra, los cambios rápidos de tamaño de grano, tanto
lateral como verticalmente, entre los canales y las barras.
Ahora bien, las intercalaciones de arcilla son generalmente de extensión
limitada, ya que las mismas son erosionadas a medida que se produce la
migración de los canales secundarios. Los cambios rápidos del tamaño de
grano pueden producir variaciones en la permeabilidad. Más aún, si las
areniscas son arcósicas y mineralógicamente inmaduras, se pueden formar
arcillas autigénicas, lo cual puede disminuir la calidad del yacimiento.
Comparando estas características con las descritas para la electrofacies
EF1 en el capítulo anterior (Capítulo 3) durante la interpretación de los
ambientes en función de las distribución de electrofacies no se reconocieron
las barras propias de este tipo de ríos, ya que todas las geometrías examinadas
fueron interpretadas como canales amalgamados. Sin embargo, debido a que
las barras y los canales secundarios migran continuamente dentro del canal,
es posible que los depósitos de dichas barras estén confundidos con los de los
diferentes canales secundarios.
Los sedimentos de un canal de ríos entrelazados se caracterizan por la
heterogeneidad de su tamaño, así como por su alta proporción arena/grava
(Allen, 1997). En efecto, el estudio de los testigos de los pozos SVS-091, LRF002 y LRF-027 (tanto macroscópico como petrográfico, ver Capítulo 3)
establece que las arenas que forman la electrofacies EF1 presentan un
escogimiento principalmente malo y una granulometría consistente de bajos
99
porcentajes de grava (Fig. 3.17) embebidos en una matriz de granulometría
promedio de arena fina.
Fig. 4.2. Mapa interpretativo idealizado de distribución de la electrofacies EF1: ríos
entrelazados. Para mayores detalles en dicho mapa véase Anexos No. 12 y 21.
100
Por último, si bien en este estudio no se hicieron mediciones de
paleocorrientes (debido a que los núcleos no estaban orientados, además de su
poca recuperación y muy baja consistencia) y, por consiguiente, no se pretende
que cualquier idea relacionada con este punto sea tomada como una
conclusión, se puede inferir o comentar que en el mapa isópaco se observa una
cierta tendencia del flujo que va de sur a norte, como lo muestran las flechas
en la Fig. 4.2. Una vez más, no se pretende que esta sea una idea concluyente
del presente trabajo debido a lo limitado de las bases sobre las cuales se
sustenta, pero sí podría tomarse como recomendación el hacer ahínco en este
punto y verificar la veracidad de esta sugerencia.
Las electrofacies EF2 y EF3: segmentos 1 y 2 del Sistema de Valles
Incisos
Zaitlin et al. (1994) establecen que el segmento 2 de sistema de valles
incisos descansa entre el límite interno del segmento 1 y el límite
marino/estuarino al tiempo de la máxima inundación; corresponde al área
ocupada por el valle del estuario ahogado al final de la transgresión. En este
segmento, el límite de secuencia es cubierto por depósitos fluviales del SEBN y
del temprano SET, los cuales, posteriormente, serán cubiertos por facies
estuarinas transgresivas.
Por último, el segmento 1 se extiende desde la boca del SEBN del valle
inciso hasta el punto donde la línea de costa se estabiliza al comienzo de la
progradación del SEAN (Fig. 4.1).
Como los otros segmentos, esta porción del valle inicialmente experimenta
una incisión fluvial con el descenso del nivel de base. Cuando el nivel relativo
del mar comienza a crecer, esta porción baja del sistema es transgredida, el
valle inciso cambia de ser un conducto de sedimentos erosionados fluvialmente
a ser un sitio de depositación fluvial y, posteriormente, de depositación
estuarina. A medida que continúa la transgresión miocena en la Cuenca de
Maracaibo, los desniveles disminuyen y los sedimentos que corresponden a las
electrofacies EF2 y EF3 se depositan originando menores espesores que la
EF1.
101
Fig. 4.3. Mapa interpretativo idealizado de distribución de la electrofacies EF2:
sistema estuarino. Para mayores detalles en dicho mapa véase Anexos No. 13 y 22.
102
Fig. 4.4. Mapa interpretativo idealizado de distribución de la electrofacies EF3:
sistema estuarino. Para mayores detalles en dicho mapa véase Anexo No. 14 y 23.
103
Es importante recalcar que debido a la poca información generada a
partir de la descripción de los núcleos no es posible establecer una separación
entre las electrofacies EF2 y EF3 para saber dónde termina el segmento 2 y
comienza el segmento 1 del Sistema de Valles Incisos. Además tampoco se
puede establecer de qué tipo de estuario se trata, según el modelo idealizado
propuesto por Dalrymple et al. (1992), si es un estuario dominado por mareas,
dominado por olas o dominado por ríos. Sin e mbargo, a partir de los mapas de
distribución de electrofacies (Fig. 4.3, 4.4) se sugiere que estas dos representan
una red de canales distributarios estuarinos.
Según Galloway y Hobday (1983) el depósito de relleno de este tipo de
canal está compuesto de unidades depositacionales con afinamiento del grano
hacia arriba, múltiples, superpuestas y variablemente preservadas. El relleno
del canal está constituido por arena bien escogida y contiene abundantes y
discontinuos niveles de lodo y arcilla, láminas de detritos macerados de
plantas y conchas. Las estructuras sedimentarias primarias son diversas, pero
muestran una pequeña regularidad en la distribución vertical. La
estratificación cruzada presumiblemente es abundante. La estratificación de
espina de pescado bien desarrollada es poco común, pero los buzamientos
bidireccionales pueden aparecer si son comparados testigos amplios o
adyacentes. Dispersas horadaciones pueden aparecer, particularmente en los
sistemas más lodosos.
Particularmente en la descripción de los testigos de los pozos SVS-091,
LRF-002 y LRF-027 así como en la petrografía realizada se ha visto que las
arenas pertenecientes a estas electrofacies presentan un escogimiento que
varía principalmente de moderadamente bueno a bueno, con cantidades
relativamente abundantes de arcilla detrítica. No se observaron estructuras
sedimentarias como las antes descritas por Galloway y Hobday (1983) para
este tipo de depósitos pero, como se dijo al principio de este capítulo, esto
puede deberse a la poca recuperación de los testigos descritos y/o a que para
poder establecer los buzamientos bidireccionales de dichas estructuras es
necesario comparar testigos con alta recuperación y, además, cercanos.
104
Haciendo una analogía con el análisis realizado con respecto a las
direcciones de paleoflujo para la electrofacies EF1 (p. 101), se sugiere que
durante la depositación de las arenas que conforman estas electrofacies
dichas direcciones se mantienen de sur a norte (como lo indican las flechas de
las Fig. 4.3 y 4.4). Nuevamente, la única base para sustentar esta idea se
encuentra en la geometría resultante de los mapas de distribución de
electrofacies y de los mapas isópacos, por lo tanto no se pretende que esta idea
sea concluyente, sino simplemente que sea una sugerencia a ser tomada en
cuenta en futuros estudios sobre el Miembro Santa Bárbara en esta misma
zona.
La electrofacies EF4: arenas deltaicas retrabajadas
La manera como se distribuye la electrofacies EF4 en el área de estudio
(abarca toda el área y con espesores bajos y relativamente constantes, (Fig.
3.9) hace pensar en la depositación de un gran manto arenoso que cubre toda
la zona antes del comienzo de la depositación marina de las lutitas
suprayacentes, es decir, en depósitos de transgresión marina que inundan el
sistema fluvial (Ambrose et al., 1996).
Saxena (1976) define las arenas deltaicas retrabajadas como significativos
cuerpos arenosos producidos por el retrabajo de una antigua barra
distributaria de desembocadura que es modificada como una playa elongada y
barreras de islas (Fig. 4.5)
El mismo autor señala que existen dos criterios fundamentales para
reconocer este tipo de cuerpos arenosos:
(a)
Presentan una única asociación vertical de ambientes.
(b)
La típica variación de los espesores y la geometría que presentan los
cuerpos arenosos asociados.
Las arenas deltaicas retrabajadas suprayacen antiguas arenas de barras
distributarias de desembocadura, mientras que son cubiertas por arcillas cuya
fauna inicialmente refleja condiciones de aguas someras y salobres y
posteriormente (es decir, hacia el tope) presenta condiciones de mar abierto.
105
Estas arenas presentan espesores menores que la secuencia subyacente (de
20’ a 40’) y extensiones laterales amplias (de 8 a 32 Km. de largo y de 0,4 a 0,8
Km. de ancho).
106
Considerando todas estas ideas y las características expuestas para la
electrofacies EF4 a lo largo del presente estudio, en la Fig. 4.6 se compara un
perfil eléctrico idealizado que Saxena (1976) propone para este tipo de
secuencia y el perfil eléctrico del pozo SVS-091 que se considera el más
representativo de las electrofacies definidas en el presente estudio. En dicha
comparación se encuentran analogías resaltables:
(a)
en la Fig. 4.6.a se observa que hacia la base del registro eléctrico se
encuentran unas arenas con engrosamiento del grano hacia arriba,
interpretadas como arenas de barras distributarias, las cuales son
sobrecubiertas
por
una
delgada
capa
de
arcillas
marinas
transgresivas. Éstas últimas subyacen a las arenas deltaicas
retrabajadas que, a su vez, están cubiertas por arcillas marinas
calcáreas.
(b)
Mientras que en la Fig. 4.6.b se nota que el perfil eléctrico del
Miembro Santa Bárbara en el pozo SVS-091 muestra a las
electrofacies EF2 y EF3 que corresponden a la zona estuarina de un
valle inciso y que, según sus respectivos mapas de distribución de
electrofacies, han sido interpretados como un conjunto de canales
distributarios estuarinos. Suprayaciendo a estas electrofacies se
observa una delgada capa más arcillosa que posteriormente es
cubierta por la electrofacies EF4, la cual, a su vez, subyace a un
importante espesor de lutitas marinas.
Finalmente, debido a la falta de muestras petrográficas en la electrofacies
EF4 no se pueden verificar las analogías entre dichas características
microscópicas para la electrofacies en estudio y las características que Saxena
(1976) propone para las arenas deltaicas retrabajadas (arenas bien escogidas y
cuarzosas). Únicamente se posee la descripción de los testigos que atraviesan
estas arenas en el pozo LRF-027 (Fig. 3.2) que consiste de lutitas abigarradas
que presentan trazas de bioturbación (sin diferenciar) y abundantes restos de
tallos y raíces.
107
108
Fig. 4.6.Comparación entre el perfil idealizado propuesto por Saxena (1976) para la secuencia vertical típica de las
arenas deltaicas retrabajadas y el perfil del Pozo SVS-091.
CAPÍTULO 5. PROSPECTIVIDAD DEL MIEMBRO SANTA BÁRBARA EN
EL ÁREA DE ESTUDIO
El presente capítulo se concibe con la finalidad de establecer una posible
distribución de las zonas más prospectivas ubicadas en el área de estudio,
indicando en ellas los factores de riesgo que se pueden encontrar a partir de
una serie de criterios que se explicarán más adelante.
La zona donde se evaluará la prospectividad (Fig. 5.1) abarca el área
suroeste del mapa (oeste del Bloque VI), el centro y la zona que ya ha sido
identificada como un paleoalto ubicado en el Bloque VI. El resto del área no
evaluada
está
conformada
por
yacimientos
que
actualmente
están
produciendo, y presentan importantes cantidades de barriles de hidrocarburos
acumulados.
Fig. 5.1. Esquema de ubicación aproximada
de
la
zona
donde
se
evaluará
la
prospectividad. Dicha evaluación obedece a
tres criterios establecidos y, según ellos se
establecerá un esquema de factor de riesgo
dentro de esta zona.
Para realizar el análisis del factor de riesgo dentro de la zona a evaluar se
utilizó toda la información generada en el presente estudio y la información
existente de producción acumulada (petróleo y agua).
109
Es importante tener en cuenta que gran parte de la zona en estudio es un
área madura, en la cual ya existen importantes yacimientos altamente
productivos. Por otra parte, las porosidades en la zona son buenas (Anexo No.
1) y además, según el análisis petrográfico realizado (Capítulo 3, p.53 – 68)
estas porosidades son principalmente de tipo secundarias, aumentando así la
permeabilidad de la roca; por lo tanto esta característica no se toma en cuenta
como factor de riesgo.
Para la determinación del factor de riesgo se han tomado en cuenta los
siguientes criterios:
1.
Que el espesor del Miembro Santa Bárbara sea importante.
2.
La existencia de trampas, tanto estratigráficas como estructurales.
3.
El tipo de fluido presente, siendo el agua un factor limitante.
A partir de la evaluación de cuántos de estos criterios se cumplen, se han
definido tres zonas que establecen el grado de riesgo para la prospectividad:
a.
Zona de Bajo Riesgo o Zona Verde. En esta zona se cumplen que el
espesor del intervalo en estudio es importante, se da la existencia de
trampas y, además, hay presencia de hidrocarburos.
b.
Zona de Mediano Riesgo o Zona Amarilla. Esta zona sólo presenta los
dos primeros criterios.
c.
Zona de Alto Riesgo o Zona Roja. Aquí apenas se cumple un sólo
criterio o, incluso, ninguno.
Es importante tener en cuenta que todas las áreas, incluyendo la Zona
Verde, tienen un riesgo asociado. La clave de colores sólo permite establecer
cuál de ellas presenta menor o mayor riesgo.
Definición y ubicación de las Zonas de Riesgo
La Fig. 5.2 muestra las cuatro zonas de riesgo que se definieron a partir
de los criterios arriba mencionados:
110
a.
Dos Zonas de Bajo Riesgo, o Zonas Verdes, identificadas con los
números I y III y ubicadas en el área central del mapa.
b.
Una Zona de Mediano Riesgo, o Zona Amarilla, dividida en dos
subzonas identificadas con las siglas II-a y II-b. Ambas subzonas
están ubicadas sobre el paleoalto identificado en el Bloque VI.
c.
Una Zona de Alto Riesgo, o Zona Roja, identificada con el número IV
y ubicada al suroeste del área de estudio.
Fig. 5.2. Ubi cación de las zonas
de riesgo identi ficadas en el área
de estudio.
111
Seguidamente, se describirán cada una de las zonas de riesgo
establecidas:
Zona de Bajo Riesgo o Zona Verde. Ubicación, descripción y análisis.
Zona Verde I: se ha definido como de Bajo Riesgo debido a las siguientes
consideraciones:
Esta zona actualmente no tiene pozos perforados, sin embargo a lo largo
del presente e studio, a través de las secciones estratigráficas (Fig. 3.3 y 3.7), de
los mapas isópacos realizados (Fig. 3.2, 3.6, 3.8, 3.9 y 3.40) y de la sísmica
(Fig. 3.42) se ha visto que el Miembro Santa Bárbara se encuentra en toda la
región. Puesto que no se tienen datos de pozos no es posible establecer un
rango preciso en el cual esté variando el espesor del Miembro Santa Bárbara
en esta zona. Aún así se pueden inferir estos valores utilizando los datos
obtenidos a partir del análisis de los atributos sísmicos realizado en el Capítulo
3 (p. 80 – 83).
Utilizando la escala visual que presenta el mapa de amplitudes sísmicas
(Fig. 3.43) se puede inferir que los valores de dicho atributo varían de 850 a
1500. Teniendo en cuenta la fórmula propuesta para la relación entre el
espesor del Miembro Santa Bárbara y los valores de amplitudes, se tiene que:
Si
Y = 0.0512 X + 33.814
entonces, para
y para
X1 = 850
X2 = 1500
Y
Y
77’
110’
Por lo tanto, según estos resultados, el rango dentro del cual varían los
espesores está entre 77’ – 110’. Así, el espesor no parece ser un factor limitante
en el establecimiento de la prospectividad en esta zona. Sin embargo, no hay
que olvidar que el grado de correlación que presenta esta fórmula es del 50% y
que, por consiguiente, sus resultados son estimados que guardan un cierto
margen de error.
Por otra parte, la ubicación de la Zona I disfruta de dos ventajas:
112
a.
Se encuentra estructuralmente más arriba que los pozos productores
de agua, lo cual minimiza las posibilidades de presencia de agua en la zona
(Anexo No. 1).
b.
Se encuentra entre dos zonas productoras de petróleo, una ubicada
estructuralmente más abajo (Pozos SLG, LPG y LRF-079) y otra ubicada
estructuralmente más arriba (Bloque IX). Por lo tanto, en la Zona I debe haber
petróleo.
Zona Verde III: esta zona se ha definido como de Bajo Riesgo por las
siguientes razones:
A lo largo del presente estudio se ha visto que en el área sureste de la
zona se ha inferido un paleoalto contra el cual se acuñan las electrofacies EF1,
EF2 y EF3 (Fig. 3.40). Esta característica paleogeográfica podría estar
formando una trampa estratigráfica para las arenas del Miembro Santa
Bárbara debido a la variabilidad litológica lateral entre dichas arenas y la
formación infrayacente, más arcillosa y más compactada (Fig. 5.3).
Fig. 5.3. Esquematización del acuñamiento sugerido que presentan las electrofacies
contra el paleoalto ubicado en el área sureste de la zona de estudio. Nótese cómo las
diferentes capas de arena que representarían a las electrofacies van solapando
secuencialmente dicho paleoalto.
113
Por otra parte, el mapa isópaco total elaborado para el Miembro Santa
Bárbara (Fig. 3.41 y Anexo No. 11) señala que hacia el oeste del paleoalto los
espesores aumentan considerable y rápidamente pasando desde 9’ sobre el
paleorelieve (electrofacies EF4) hasta más de 100’.
Con respecto a la presencia de hidrocarburos, se puede notar que los
pozos ubicados hacia el oeste del paleoalto han producido petróleo y agua. La
ventaja que presenta esta zona denominada I se basa en que estructuralmente
se encuentra por encima de los pozos que están produciendo agua y, por
consiguiente, existe cierta probabilidad de que o bien estén ubicados por
encima del contacto agua/petróleo o bien acumulen menor cantidad de agua
que los pozos ubicados estructuralmente más abajo, lo que la hace m{as
prospectiva para la producción de hidrocarburos.
Zona de Mediano Riesgo o Zona Amarilla. Ubicación, descripción y
análisis.
Esta zona se ha dividido en dos subzonas: la Subzona II-a y la Subzona IIb (Fig. 5.2):
Subzona II-a: esta zona está ubicada sobre el paleoalto identificado en
Bloque VI. Su límite este es, precisamente, una falla que podría estar actuando
como trampa estructural para los hidrocarburos allí presentes. De hecho, se
ha observado en los mapas oficiales de la zona que el pozo LRF-054 es
productor, a pesar de tener sólo 6’ de ANP.
En sí, el factor de riesgo principal de esta zona son los pequeños
espesores (no más de 10’ de arena), y la posibilidad de que en cualquier área
sobre el paleoalto dicha arena se acuñe y desaparezca, aumentando el riesgo
en la hipotética perforación en esta zona.
Subzona II-b: esta zona está ubicada al este de la Subzona II-a y gracias al
mapa de amplitudes sísmicas (Fig. 3.43) se puede inferir que es una zona con
altos espesores. En efecto, utilizando la fórmula que relaciona los espesores del
Miembro Santa Bárbara con los datos de amplitud:
Si
Y = 0.0512 X + 33.814
114
entonces, para
y para
X1 = 450
X2 = 1000
Y
Y
57’
85’
Por lo tanto, según estos resultados el espesor del Miembro Santa
Bárbara en esta zona varía desde 57’ – 85’. Es importante tener en cuenta, sin
embargo que el grado de correlación que tiene esta fórmula es del 50%, por lo
tanto sus resultados están acompañados de cierto margen de error, lo cual
está añadiendo un ligero factor de riesgo a esta zona.
Por otra parte, si bien se puede decir que el Miembro Santa Bárbara
presenta espesores importantes en la Zona II-b, no se tiene indicios del tipo de
fluido presente en dichas arenas, por consiguiente, el factor de riesgo aumenta.
Zona de Alto Riesgo o Zona Roja. Ubicación, descripción y análisis.
Esta zona está ubicada al suroeste del área de estudio y se ha identificado
con el número IV (Fig. 5.2).
Según el mapa de amplitudes sísmicas (Fig. 3.43) presenta altos
espesores, ya que si bien los valores de amplitud oscilan desde 850 hasta
1500, los más comunes están entre 1000 – 1500.
Si
Y = 0.0512 X + 33.814
entonces, para
y para
X1 = 1000
X2 = 1500
Y
Y
85’
110’
Por consiguiente, el espesor del Miembro Santa Bárbara en esta zona
podría estar oscilando entre 85’ y 110’.
A pesar de esto, esta área ha sido definida como de alto riesgo debido a
que se encuentra estructuralmente más abajo que los pozos LRF que
produjeron agua (LRF-075, LRF-019, LRF-002 y LRF-027, Anexo No. 1) lo cual
aumenta en gran cantidad las probabilidades de que las arenas ubicadas en
esa zona estén saturadas de agua, lo que limita su prospectividad.
115
CAPÍTULO 6. CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES
Conclusiones
−
A partir de la geometría que presenta el Miembro Santa Bárbara en los
perfiles de pozos se le ha dividido en cuatro arenas separadas entre sí por tres
niveles lutíticos y denominadas en el presente trabajo, de base a tope, como:
electrofacies EF1, electrofacies EF2, electrofacies EF3 y electrofacies EF4.
−
Al comparar los resultados obtenidos en este trabajo y en
publicaciones previas con las características para los valles incisos propuestas
por Zaitlin et al. (1994) se concluye que las arenas constituyentes del Miembro
Santa Bárbara representan un sistema de valles incisos depositados
posteriormente a la caída del nivel relativo del mar que dio lugar a la
discordancia erosional del Eoceno y como producto de la sucesiva transgresión
que originó la depositación de las secuencias arenosas y lutíticas de la
Formación La Rosa.
−
Puesto que la geometría del perfil de rayos gamma es propia de ríos
amalgamados y a partir del mapa de distribución de electrofacies se concluye
que la electrofacies EF1 representa un sistema de ríos entrelazados y según la
segmentación para los valles incisos propuesta por Zaitlin et al. (1994)
corresponde a la zona más continental del sistema de valles incisos,
denominada Segmento 1.
−
Debido a las grandes diferencias en el espesor que presenta la
electrofacies EF1 se concluye que las arenas que la conforman se depositaron
rellenando los mayores desniveles topográficos ocasionados por el evento
erosivo que dio lugar a la discordancia del Eoceno.
−
A partir de las geometrías observadas en los perfiles de rayos gamma,
de los mapas de distribución de electrofacies y del análisis paleontológico
realizado, se concluye que las electrofacies EF2 y EF3 representan una red de
canales interdistributarios estuarinos y según la segmentación para los valles
incisos propuesta por Zaitlin et al. (1994) corresponden a las zonas estuarinas
del sistema de valles incisos, denominadas como Segmentos 1 y 2.
116
−
La electrofacies EF4 representa la depositación de un manto arenoso
previo a la depositación de las lutitas marinas de La Rosa, denominado como
arenas retrabajadas transgresivas.
−
Según la clasificación de las areniscas propuesta por Pettijohn, Potter
y Sievers (1987) las arenas que constituyen al Miembro Santa Bárbara son
principalmente wackas líticas, seguidas por sublitarenita, cuarzoarenita y
wacka cuarzosa.
−
La composición del Miembro Santa Bárbara está caracterizada por un
alto volumen de fragmentos de arcilita deformados y alterados que dan lugar a
una gran cantidad de pseudomatriz.
−
Las porosidades de estas areniscas son altas y principalmente del tipo
secundaria, lo cual podría estar afectando positivamente la permeabilidad de la
roca.
−
El grado diagenético que presentan las arenas de Miembro Santa
Bárbara varía de semi-maduro a maduro temprano (según Schmidt &
McDonald, 1979).
−
Las secciones estratigráficas realizadas permitieron identificar el
Bloque VI un paleoalto contra el cual se acuñan secuencialmente las arenas
correspondientes a las electrofacies EF1, EF2 y EF3. Dicho paleoalto
controlaba la sedimentación para el momento de la depositación de estas
arenas. Posiblemente la tectónica ejerció un papel importante en el apilamiento
sedimentario manteniendo activas algunas fallas durante el proceso de
sedimentación del Miembro Santa Bárbara, lo que originó espesores anómalos
en algunos pozos.
−
A partir de las correlaciones realizadas entre los atributos sísmicos y
los datos generados en el presente estudio se pudo concluir que los espesores
del Miembro Santa Bárbara guardan una cierta relación lineal con los valores
de amplitudes de reflexión.
−
La correlación de los datos generados en el presente trabajo; se
identificaron cuatro zonas de riesgo para la explotación del área de estudio:
117
dos zonas de bajo riesgo denominada Zona Verde, que representan la opción
más óptima en el análisis de la prospectividad del área; una zona de mediano
riesgo denominada Zona Amarilla; y una zona de alto riesgo denominada Zona
Roja, de muy baja prospectividad.
Recomendaciones
−
Se recomienda ahondar el estudio y análisis de los atributos sísmicos
dentro del área a fin de mejorar la información existente en las zonas de
mediano y bajo riesgo.
−
Se recomienda hacer estudios de paleocorrientes en futuros núcleos
orientados que se tomen en al área y que permitan verificar las direcciones de
paleoflujo propuestas en este trabajo.
−
De acuerdo al análisis de prospectividad realizado (Capítulo 5) se
recomienda la perforación de pozos de desarrollo en las Zonas Verdes
identificadas con las siglas I y II, señaladas en la Fig. 5.2 debido a que
presentan las más altas probabilidades de encontrar hidrocarburos.
−
Se recomienda no descartar la prospección de hidrocarburos en la
Zona Amarilla II-a ya que, si bien presenta los menores espesores encontrados
en el área de estudio, ha demostrado se pueden explotar los hidrocarburos de
manera comercial. Es importante sin embargo, tener en cuenta el factor de
riesgo que representan los valores bajos de espesor.
−
Si bien la zona II-b se ha definido como de mediano riesgo, se
recomienda tener información adicional antes de decidir perforarla.
−
Siguiendo el mismo orden de ideas, se recomienda descartar la
perforación de nuevos pozos en la Zona Roja IV, debido a que se ubica en la
zona del acuífero de los yacimientos del Miembro Santa Bárbara.
118
CAPÍTULO 7. REFERENCIAS Y BIBLIOGRAFÍA
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