TEXTO COMPLETO

TRABAJO ESPECIAL DE GRADO
MODELO ESTRUCTURAL DEL SUBSUELO A PARTIR DE LA
INTEGRACIÓN DE DATOS GEOFÍSICOS EN UN ÁREA
UBICADA AL SUR DE LA CIUDAD DE CABIMAS DEL
ESTADO ZULIA.
Presentado ante la Ilustre
Universidad Central de Venezuela por el
Br. Pérez Castresana Clemente
para optar al título de Ingeniero Geofísico
Caracas, Noviembre 2009
TRABAJO ESPECIAL DE GRADO
MODELO ESTRUCTURAL DEL SUBSUELO A PARTIR DE LA
INTEGRACIÓN DE DATOS GEOFÍSICOS EN UN ÁREA
UBICADA AL SUR DE LA CIUDAD DE CABIMAS DEL
ESTADO ZULIA.
Tutora Académica: Prof. Inírida Rodríguez Millán
Presentado ante la Ilustre
Universidad Central de Venezuela por el
Br. Pérez Castresana Clemente
para optar al título de Ingeniero Geofísico
Caracas, Noviembre 2009
Caracas, Noviembre de 2009
Los abajo firmantes, miembros del Jurado designado por el Consejo de
Escuela de Geología, Minas y Geofísica, para evaluar el Trabajo Especial de Grado
presentado por el Bachiller Clemente Pérez Castresana, titulado:
“MODELO ESTRUCTURAL DEL SUBSUELO A PARTIR DE LA
INTEGRACIÓN DE DATOS GEOFÍSICOS EN UN ÁREA
UBICADA AL SUR DE LA CIUDAD DE CABIMAS DEL
ESTADO ZULIA.”
Consideran que el mismo cumple con los requisitos exigidos por el plan de
estudios conducente al Título de Ingeniero Geofísico, y sin que aquello signifique que
se hacen solidarios con las ideas expuestas por el autor, lo declaran APROBADO.
______________________
_____________________
Prof. José Cavada
Prof. Antonio Ughi
Jurado
Jurado
_________________________
Prof. Inírida Rodríguez Millán
Tutora.
A mis Padres, a mis Hermanas, a Adri y a mi Gohonzon…
i
AGRADECIMIENTOS
Quiero agradecer a la Universidad Central de Venezuela por brindarme la
oportunidad de crecer, no sólo como un estudiante de ingeniería sino como persona,
dándome lecciones de vida, día tras día. Veo infinita la deuda que tengo con la casa
que vence las sombras. Espero algún día retribuir, al menos un mínimo porcentaje, de
todo lo que me ha dado. Cita de Bertoldt Brecha: “Hay hombres que luchan un día y
son buenos. Hay otros que luchan un año y son mejores. Hay quienes luchan muchos años
y son muy buenos. Pero hay los que luchan toda la vida: esos son realmente
imprescindibles”. Es aquí donde agradezco a todos los profesores que han dedicado su
vida entera a luchar con ética y a impartir sus conocimientos, de forma humilde y
constante. Especialmente a los Profesores Inírida Rodríguez, José Cavada y Nuris
Orihuela.
A las personas que me lo han dado todo, mi familia. Papa, Mama, Gaby y
Nana, sin ustedes nada de esto fuese posible, ¡soy lo que me hicieron ser!. Creo que
agradecerles en unas líneas es una pérdida de tiempo, prefiero agradecerles con
hechos. A mi tía Beatriz y a Dani por su apoyo incondicional. A Adriana Colmenares
por enseñarme que es la geofísica y por ese apoyo incondicional que pareciera no
tener límites, ¡realmente gracias!.
A la empresa Suelopetrol c.a., s.a.c.a, especialmente al Ing. Carlos
Domínguez, al Lic. Raúl Torres y al Ing. Miguel Zanolla, por apoyarme con la
realización de este trabajo. A todas las personas con quienes compartí en el
campamento de Cabimas, especialmente al Ing. Javier Díaz, al Ing. Janckarlos Reyes
y a los rescatistas del Departamento de SHA del proyecto CCB2D.
A la SGIV, José R Mendoza y a su bella familia, a Maria T y a Raúl. A mis
compañeros de la fundación CELARG: Nacho, Lilly, Maritza, Iván, Adalberto,
Cuerpo de Guías, técnicos de sonido y tramoya.
ii
A mis compañeros ucevistas: Prof. Antonio Ughi, Robert Ayán, Francho
Bolívar, Luis Sierralta, Ivavnova, Andreina García, Carlos Corredor, Vero Torres,
Mariano Arnaiz y al mejor equipo del mundo: Juanpablo Romero y Ana Mercedes
Freites.
A la familia Montes de Oca y a Edis Gómez, por hacerme sentir tan querido y
apoyado. A mis hermanos Tarek Fernández, Tomas Febres y “al Negro”.
A todas las personas que agradezco a diario, pero que no he podido mencionar
en estas breves líneas.
iii
Pérez C. Clemente
MODELO ESTRUCTURAL DEL SUBSUELO A PARTIR DE LA
INTEGRACIÓN DE DATOS GEOFÍSICOS EN UN ÁREA
UBICADA AL SUR DE LA CIUDAD DE
CABIMAS DEL ESTADO ZULIA.
Tutor Académico: Prof. Inírida Rodríguez Millán. Tesis. UCV. Facultad de
Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Año 2009.
Palabras claves: Campo Costanero Bolívar, Campo Cabimas, gravimetría, sísmica
2D, registros de pozos, interpretación integrada, modelo gravimétrico-estructural.
El objetivo principal de este trabajo fue generar cuatro secciones geológicas
bidimensionales mediante la integración de datos geofísicos, en la ciudad de Cabimas
del Estado Zulia. La zona de estudio comprende un área de 75 km² pertenecientes al
Campo Costanero Bolívar, ubicado en la Costa Oriental del Lago de Maracaibo; la
región es estructuralmente compleja y se encuentra controlada por un conjunto de
fallas en dirección NS, NO-SE y NE-SO que representan la continuación del sistema
de Icotea y de Pueblo Viejo. La Falla Principal de Cabimas y la Falla Límite de
Cabimas con orientación NO-SE y NS respectivamente, son las fallas más
importantes del área.
Para este estudio se contó con la información de 401 estaciones gravimétricas,
seis líneas sísmicas 2D y datos de 59 pozos. Los datos sísmicos y gravimétricos
fueron adquiridos por la empresa Suelopetrol c.a., s.a.c.a en su proyecto CCB2D
ejecutado en los meses de julio y octubre de 2008. La información de pozos fue
recopilada mediante trabajos de investigación previos en el área. Todos los datos
fueron evaluados y validados estadísticamente para obtener: (a) el mapa de
iv
Anomalías de Bouguer, (b) mapas de separación gravimétrica regional–residual, (c)
descomposición espectral, (d) mapa de deconvolución de Euler y (e) las densidades
promedios de los intervalos geológicos. Las secciones sísmicas contienen altos
niveles de ruido y pérdida de información a profundidades mayores de un kilómetro.
La interpretación de horizontes y fallas se realizó con información conjunta de datos
de pozos.
El mapa de Anomalías de Bouguer representa una estructura con buzamiento
suroeste y con orientación de curvas isoanómalas que corresponden con el sistema de
fallas dominantes en el área. Las Anomalías de Bouguer están controladas
principalmente por el efecto de la unidad sedimentaria y las estructuras que la fallan.
El efecto gravimétrico regional es producto de la geometría de basamento y de las
fallas que profundizan en la misma dirección del buzamiento somero.
Con base en las secciones sísmicas y la ubicación de pozos se seleccionaron
tres perfiles con dirección N65ºE y uno perpendicular con rumbo N24ºO para realizar
el modelado gravimétrico-estructural. Los modelos SO-NE están asociados a un
sistema de fallas donde se evidencia una estructura tipo graben hacia el norte y fallas
transcurrentes con componentes inversos hacia en sur. El perfil NO-SE representa
una superficie ligeramente plegada tipo antiforme con un conjunto de fallas inversas,
representativas de un sistema compresivo. La información del modelado gravimétrico
muestra el componente principal de esfuerzos en dirección del perfil NO-SE.
v
ÍNDICE GENERAL
Contenido
Página
DEDICATORIA……………………………………………………………
i
AGRADECIMIENTOS………………………………………….................
ii
RESUMEN…………………………………………………………………
iv
ÍNDICE GENERAL………………………………………………………..
vi
LISTA DE FIGURAS……………………………………………………... viii
LISTA DE TABLAS………………………………………………………. xiii
LISTA DE APÉNDICES………………………………………………….. xiii
CAPÍTULO I
1.1
1.2
1.3
1.4
1.5
INTRODUCCIÓN…………………………………………………...
OBJETIVOS…………………………………………………………
LOCALIZACIÓN DEL ÁREA EN ESTUDIO……………………...
ANTECEDENTES…………………………………………………...
MÉTODO DEL TRABAJO………………………………………….
2
4
5
7
18
CAPÍTULO II
2.1
2.2
2.3
2.4
2.5
2.6
CUENCA OCCIDENTAL DE VENEZUELA………………………
EVOLUCIÓN TECTÓNICA REGIONAL………………………….
2.2.1 JURÁSICO…………………………………………………..
2.2.2 CRETÁCICO………………………………………………...
2.2.3 PALEOGENO……………………………………………….
2.2.4 NEÓGENO…………………………………………………..
ESTRATIGRAFÍA REGIONAL…………………………………….
CAMPO COSTANERO BOLÍVAR…………………………………
CAMPO CABIMAS…………………………………………………
GEOLOGÍA LOCAL………………………………………………...
2.6.1 Formación La Quinta………………………………………...
2.6.2 Formación Río Negro………………………………………..
2.6.3 Grupo Cogollo……………………………………………….
2.6.4 Formación La Luna…………………………………………..
2.6.5 Formación Mito Juan………………………………………...
2.6.6 Formación Guasare…………………………………………..
2.6.7 Formación Misoa…………………………………………….
2.6.8 Formación Icotea…………………………………………….
2.6.9 Formación La Rosa…………………………………………..
2.6.10 Formación Lagunillas………………………………………..
2.6.11 Formación La Puerta…………………………………………
2.6.12 Formación El Milagro………………………………………..
22
25
25
26
27
30
32
35
38
39
40
40
41
41
42
42
42
43
44
44
44
45
vi
Contenido
Página
CAPÍTULO III
3.1
3.2
3.3
3.4
3.5
3.6
MÉTODO GRAVIMÉTRICO……………………………………….
ANÁLISIS ESPECTRAL……………………………………………
DECONVOLUCIÓN DE EULER…………………………………...
REGISTROS DE POZO……………………………………………..
SÍSMICA DE REFLEXIÓN…………………………………………
ANÁLISIS ESTADÍSTICO………………………………………….
47
48
49
51
53
56
CAPÍTULO IV
ASPECTOS GENERALES…………………………………………. 59
ADQUISICIÓN DE DATOS GRAVIMÉTRICOS…………………. 60
VALIDACIÓN ESTADÍSTICA DE DATOS GRAVIMÉTRICOS... 63
PROCESAMIENTO DE DATOS GRAVIMÉTRICOS……………. 69
GENERACIÓN DE MAPAS GRAVIMÉTRICOS………………… 73
4.5.1 ANOMALÍA DE BOUGUER………………………………. 74
4.5.2 SEPARACIÓN REGIONAL RESIDUAL………………….. 74
4.6 ANÁLISIS ESPECTRAL…………………………………………… 75
4.7 DECONVOLUCIÓN DE EULER…………………………………... 77
4.8 REGISTROS DE POZOS…………………………………………… 79
4.9 ADQUISICIÓN DE DATOS SÍSMICOS…………………………... 85
4.9.1 FUENTE SÍSMICA…………………………………………. 86
4.9.2 GEOMETRÍA DE ADQUISICIÓN………………………… 89
4.9.3 PARÁMETROS DE ADQUISICIÓN………………………. 91
4.10 PROCESAMIENTO SÍSMICO……………………………………... 91
4.11 INTERPRETACIÓN SÍSMICA…………………………………….. 92
4.12 INTEGRACIÓN DE DATOS GEOFÍSICOS……………………….. 101
4.1
4.2
4.3
4.4
4.5
CAPÍTULO V
5.1
5.2
INTERPRETACIÓN GEOFÍSICA INTEGRADA…………………. 105
MODELADO GRAVIMÉTRICO ESTRUCTURAL………………. 116
CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES……………....... 133
BIBLIOGRAFÍA Y REFERENCIAS CITADAS…………....... 137
APÉNDICES…………………………………………………................ 145
vii
LISTA DE FIGURAS
Figura Nº
Página
1.1
Ubicación del Municipio Cabimas, en la Costa Oriental del Lago de
Maracaibo……………………………………………………………
5
1.2 Ubicación del área en estudio, Cabimas…………………………….
6
1.3 Modelo regional propuesto por Castejón et al., (1986)……………..
8
1.4 Modelo regional propuestos por Rivas (1987)……………................
9
1.5 Modelo regional de la Cuenca del Lago de Maracaibo. Tomado de
Lugo (1991)…………………………………………………………. 10
1.6 Mapa de tope de basamento del Paleozoico y Jurásico propuesto
por Lugo (1991)…………………………………………………….. 11
1.7 Modelo regional propuesto por Schimtz et al.(2003). La línea negra
representa el modelo propuesto por Castejón et al.,
(1986)……………………………………………………………….. 12
1.8 Modelos regionales del Campo Cabimas (Tomado de M&A
(2004))………………………………………………………………. 13
1.9 Modelo estructural propuesto por Julio (2005). Imagen de la
izquierda muestra el mapa estructural del tope Lagunillas Inferior,
donde se señalan las principales fallas del área. Imagen de la
derecha muestra el perfil estructural propuesto……………………. 14
1.10 Modelo estructural de las arenas B-4 y B-6 (González, 2007)……... 15
1.11 Modelo de fallas 3D para el Campo Cabimas (González, 2007)….... 15
1.12 Mapas estructurales desde la discordancia del Eoceno (arriba),
seguido de las arenas B-1, B-2 y B-3 (González, 2007)……………. 16
2.1 Elementos estructurales mayores que afectan la Cuenca de
Maracaibo (Tomado y modificado de Espinoza et al., 2000)………. 23
2.2 Proto-Caribe del Jurásico y Cretácico Temprano. (Tomado de Lugo
1991)………………………………………………………………... 25
2.3 Distribución de las rocas jurásicas en Venezuela mostrando que las
mismas se depositaron en estructuras tipo graben (Tomado WEC,
1997)………………………………………………………………... 26
2.4 Distribución de facies sedimentarias dominantes durante el
Cretácico Temprano (Neocomiense-Albiense). Tomado de WEC,
1997…………………………………………………………………. 26
2.5 Distribución de facies sedimentarias dominantes durante el
Cenomaniense-Campaniense (Cretácico Tardío). Tomado de WEC,
1997…………………………………………………………………. 27
2.6 Migración del frente de deformación del Caribe hacia el estesuroeste en Venezuela Occidental durante el Paleoceno-Eoceno
(Tomado del WEC 1997)…………………………………………… 29
viii
Figura Nº
2.7
2.8
2.9
2.10
2.11
2.12
2.13
2.14
2.15
3.1
3.2
4.1
4.2
4.3
4.4
4.5
4.6
4.7
4.8
4.9
Página
Generación de cuencas extensionales asociadas a transcurrencia al
sur del límite entre las placas Caribe y Suramericana……………….
Geología estructural desde el Plioceno al Reciente (Tomado del
WEC 1997)………………………………………………………….
Columna estratigráfica generalizada de la Cuenca del Lago de
Maracaibo (Tomado y modificado de Schlumberger 1980)………...
Sección E-O de la Cuenca del Lago de Maracaibo (Tomado de
WEC 1997)………………………………………………………….
Mapa de ubicación del Campo Costanero Bolívar (Tomado de
L.E.V, 1997)…………………………………………………………
Mapa estructural del Campo Costanero Bolívar (Tomado de
Schlumberger 1980)…………………………………………………
Geología de superficie en el Campo Costanero Bolívar (Tomado y
modificado de Urbani et al., 2006)………………………………….
Mapa estructural del Campo Costanero Cabimas (Tomado de L.E.V
1997)………………………………………………………………...
Columna estratigráfica generalizada del área Cabimas. (Tomado de
M&A, 2004)…………………………………………………………
Análisis espectral: Identificación de las fuentes gravimétricas
mediante las pendientes de las rectas tangentes (Tomado y
modificado del Tutorial Geosoft, 2007)……………………………..
Actividades de adquisición de tiros de verificación o “CheckShots” (Tomado y modificado de Hilla y Naval, 2005)…………….
Gravímetro Scintrex modelo CG-5………………………………….
Deriva del gravímetro CG-5 entre los días 15 y 17 de agosto de
2008………………………………………………………………….
Ubicación de las estaciones gravimétricas ordinarias. Proyección
UTM 19 P, Datum WGS 84…………………………………………
Histograma de frecuencia de la Anomalía de Bouguer, con la
totalidad de los datos gravimétricos…………………………………
Diagrama de caja y bigote para Anomalía de Bouguer, con la
totalidad de los datos gravimétricos………………………………....
Prueba paramétrica P-P, con la totalidad de los datos gravimétricos.
Prueba paramétrica Q-Q, con la totalidad de los datos
gravimétricos………………………………………………………...
Histograma de frecuencia, error de cotas entre líneas sísmicas y
gravimetría. Control de Calidad, Radio 50 m……………………….
Histograma de frecuencia, error de cotas entre líneas sísmicas y
gravimetría. Control de Calidad, Radio 10 m……………………….
30
31
32
35
36
37
37
38
39
49
53
60
60
62
63
64
66
66
68
68
ix
Figura Nº
Página
4.10 Mapa regional de elevación, para corregir el efecto de topografía en
estaciones gravimétricas. Imagen tomada del servidor DAP de
Geosoft………………………………………………………………
4.11 Mapa local de elevaciones, para corregir el efecto de topografía en
estaciones gravimétricas. Imagen tomada del servidor DAP de
Geosoft (2007)………………………………………………………
4.12 Esquema del funcionamiento del módulo de Oasis Montaj, para
corregir efecto de topografía. Imagen tomada del Tutorial “Montaj
gravity & Terrain correction” de Geosoft (2007)…………………...
4.13 Zona 0 “Triángulo Inclinado”: cálculo de corrección topográfica
para zonas cercanas. Tomado y modificado del Tutorial “Montaj
gravity & Terrain correction” ……………………………………….
4.14 Zona 1 “Prisma Cuadrado”: cálculo de corrección topográfica para
zonas intermedias. Tomado y modificado del Tutorial “Montaj
gravity & Terrain correction” de Geosoft…………………………...
4.15 Zona 2 “Anillo”: cálculo de corrección topográfica para zonas
lejanas. Tomado y modificado del Tutorial “Montaj gravity &
Terrain correction” de Geosoft ……………………………………...
4.16 Análisis espectral para los datos gravimétricos……………………..
4.17 Mapa de Deconvolución Estándar de Euler, con contornos del mapa
de Anomalía de Bouguer superpuestos……………………………...
4.18 Ubicación de los pozos con información de topes. UTM, Datum
WGS-84……………………………………………………………..
4.19 Histograma de frecuencia para la determinación de densidades,
utilizando registros de pozos. Intervalo comprendido desde la
superficie hasta el tope del Mioceno………………………………...
4.20 Histograma de frecuencia para la determinación de densidades,
utilizando registros de pozos. Intervalo comprendido por las
formaciones geológicas del Mioceno………………………………..
4.21 Histograma de frecuencia para la determinación de densidades,
utilizando registros de pozos. Intervalos comprendidos por las
formaciones geológicas del Oligoceno……………………………...
4.22 Histograma de frecuencia para la determinación de densidades
utilizando registros de pozos. Intervalo comprendido por el Eoceno.
4.23 Ubicación de las líneas sísmicas 2D adquiridas en el Campo
Cabimas……………………………………………………………...
4.24 Camión vibrador utilizado como fuente en la adquisición sísmica
2D……………………………………………………………………
70
70
71
72
72
73
76
78
80
81
82
83
84
86
86
x
Figura Nº
Página
4.25 Configuración de vibros para prueba de similaridad por cable.
Imagen suministrada por el Departamento de Sismología de
Suelopetrol…………………………………………………………..
4.26 Ground force de vibro 02 (canal5) no está en fase respecto al 01, 03
y 05. Imagen suministrada por el Departamento de Sismología de
Suelopetrol…………………………………………………………..
4.27 Líneas receptoras, tendido simétrico………………………………...
4.28 Patrón de colocación de geófonos, bajo condiciones normales……..
4.29 Patrón opcional en la colocación de geófonos………………………
4.30 Patrón para colocar los vibradores en la adquisición, bajo
condiciones normales………………………………………………..
4.31 Patrón opcional para colocar los vibradores en la adquisición……...
4.32 Corrección de “engaños sísmicos” (mistakes). A) Intersecciones
entre líneas sísmicas sin corrección. B) Intersecciones sísmicas
corregidas por “engaños sísmicos” (mistakes)………………………
4.33 Líneas sísmicas y pozos cargados para la interpretación……………
4.34 Curvas TZ disponibles en el área de estudio………………………...
4.35 Curva de relación TZ utilizada para la interpretación sísmica………
4.36 Utilización de datos de pozos para la interpretación sísmica. La
imagen superior muestra la ubicación de los topes geológicos para
la discontinuidad del Eoceno. La imagen inferior muestra el
reflector seleccionado como discontinuidad del Eoceno……………
4.37 Registros del pozo R-329. De izquierda a derecha: Registro de
velocidad, registros de densidad, impedancia acústica, coeficiente
de reflectividad y sismograma sintético. Los topes geológicos
fueron extraídos de la columna estratigráfica propuesta por Julio
(2005)………………………………………………………………..
4.38 Calibración del pozo R-329 con la sección sísmica L02 y la
columna estratigráfica……………………………………………….
4.39 Sistema de fallas de Cabimas propuesto por González (2006), para
la discontinuidad del Eoceno, con la ubicación de las líneas
sísmicas 2D………………………………………………………….
4.40 Sistema de fallas de Cabimas propuesto por González (2006), para
la discontinuidad del Eoceno, con interpretación de fallas mayores
de la línea sísmica L02………………………………………………
4.41 Fallas de Cabimas interpretadas con seis líneas sísmicas 2D……….
4.42 Secciones geológicas propuestas sobre el mapa de anomalía de
Bouguer, líneas sísmicas y datos de pozos………………………….
4.43 Utilización del software Oasis Montaj, para la interpretación
integrada y modelado gravimétrico………………………………….
5.1 Mapa de Anomalías de Bouguer para densidad de 2,1 g/cm³……….
88
88
89
89
90
90
90
93
94
95
95
96
97
98
99
100
100
101
103
107
xi
Figura Nº
5.2
5.3
5.4
5.5
5.6
5.7
5.8
5.9
5.10
5.11
5.12
5.13
5.14
5.15
5.16
5.17
5.18
5.19
5.20
5.21
5.22
Página
Mapa de separación gravimétrica regional con continuación
analítica hacia arriba a 750 m.s.n.m…………………………………
Mapa de anomalías gravimétricas residuales a partir de la
continuación analítica a 750 m.s.n.m………………………………..
Ubicación de líneas sísmicas 2D…………………………………….
Interpretación de la línea sísmica L02. La imagen (a) representa la
sección sísmica sin interpretar y (b) la sección sísmica interpretada..
Interpretación de la línea sísmica L06. La imagen (a) representa la
sección sísmica sin interpretar y (b) la sección sísmica interpretada..
Interpretación de la línea sísmica L10. La imagen (a) representa la
sección sísmica sin interpretar y (b) la sección sísmica interpretada..
Interpretación de la línea sísmica L03. ……………………………..
Ubicación de los perfiles seleccionados en el mapa de Anomalías
de Bouguer para realizar cuatro modelos gravimétrico-estructurales.
Respuesta de Anomalía de Bouguer para el perfil A-A’…………….
Respuesta de Anomalía de Bouguer para el perfil B-B’…………….
Respuesta de Anomalía de Bouguer para el perfil C-C’…………….
Respuesta de Anomalía de Bouguer para el perfil D-D’…………….
Respuesta de Anomalía de Bouguer para el modelo gravimétricoestructural B-B’, bajo la hipótesis de un basamento horizontal y
constante……………………………………………………………..
Modelo gravimétrico-estructural A-A’ con profundidad hasta
basamento……………………………………………………………
Modelo gravimétrico-estructural A-A’ con sección sísmica L03…...
Modelo gravimétrico-estructural B-B’ con profundidad hasta
basamento……………………………………………………………
Modelo gravimétrico-estructural B-B’ con sección sísmica L02…...
Modelo gravimétrico-estructural C-C’ con profundidad hasta
basamento……………………………………………………………
Modelo gravimétrico-estructural C-C’ con sección sísmica L06…...
Modelo gravimétrico-estructural D-D’ con profundidad hasta
basamento……………………………………………………………
Modelo gravimétrico-estructural D-D’ con sección sísmica L10…...
108
110
111
112
113
114
115
116
117
118
118
119
121
124
125
126
128
129
130
131
132
xii
LISTA DE TABLAS
Tabla Nº
Página
1.1 Espesores de arenas B, Formación Misoa……………………………. 17
3.1 Valores de índice estructural para Deconvolución de Euler…………. 50
Estaciones bases utilizadas en el levantamiento gravimétrico.
4.1
Sistema de proyección UTM 19 P, Datum WGS84………………….. 61
4.2 Valores de tendencia central de la Anomalía de Bouguer……………
65
Profundidades de posibles fuentes estimadas con el análisis espectral
4.3
de los datos gravimétricos……………………………………………. 77
4.4 Inventario de pozos con información de topes……………………….. 79
Densidades calculadas con registros de pozos para el Campo
4.5
Cabimas………………………………………………………………. 85
4.6 Generalidades de las secciones geológicas…………………………... 102
Descripción de las unidades geológicas utilizadas para el modelado
5.1
gravimétrico…………………………………………………………... 123
LISTA DE APÉNDICES
Apéndice Nº
Página
1
EQUIPOS DE RECEPCIÓN:…………………………………….. 146
Tabla A.1. Instrumentos utilizados en campo para la recepción del
pulso sísmico.
2
EQUIPOS DE GRABACIÓN:……………………………………. 147
Figura A.1 Camión de registro, utilizado en el proyecto CCB2D
3
CÓDIGOS DE INTERÉS DE MATLAB………………………… 148
4
CORRECCIONES GRAVIMÉTRICAS…………………………. 150
Figura A.2Corrección aire libre.
Figura A.3Corrección Bouguer.
Figura A.4Corrección topográfica.
5
MAPA GEOLÓGICO DEL ÁREA EN ESTUDIO (CREOLE
P.C., 1967)
153
xiii
CAPÍTULO I
1
1.1 INTRODUCCIÓN
Desde comienzos del siglo XX el noroeste de Venezuela ha sido un lugar de
interés económico gracias a los grandes yacimientos petrolíferos localizados en el
área. En 1917 la Venezuelan Oil Concessions (Shell) completa la exploración del
pozo Santa Bárbara 1, al sur de Cabimas, y encuentra uno de los depósitos de petróleo
más grandes del mundo para la época. Cinco años después, en 1922, el pozo Barroso
Nº 2 revienta con gran violencia, deslumbrando al mundo con los 16.000 m3 de
petróleo que arroja a la superficie diariamente. Este hecho llamó la atención acerca de
la potencialidad de los yacimientos nacionales (Hernández, 2000). En las primeras
fases del desarrollo petrolero de la Costa Oriental del Lago de Maracaibo se
encontraron diversos yacimientos los cuales nombraron: Ambrosio, La Rosa, Icotea,
Cabimas, Punta Benítez, Tía Juana, Taparito, Lagunillas, Pueblo Viejo y Bachaquero.
Luego de la extensión y desarrollo de estos campos, se determinó que eran parte de
una misma área actualmente llamada Campo Costanero Bolívar.
El Campo Costanero Bolívar es uno de los campos petrolíferos más extensos a
nivel mundial. Cuenta con zonas productivas en tierra y otras sumergidas bajo agua.
Cabimas es una de las ciudades del Estado Zulia que forma parte del Campo
Costanero Bolívar, donde se extrae gran cantidad de crudo tipo liviano y tipo medio
por año. Según González (2007), dentro de la ciudad se han perforado más de 800
pozos desde 1927. Por ser un campo maduro, se han practicado numerosas técnicas
de recuperación secundaria con el objetivo de incrementar la producción. La forma de
proponer mecanismos de recuperación efectivos se basa en tener un buen control
sobre el modelo geológico del subsuelo.
En la región existen numerosos estudios que tienen como objetivo modelar las
estructuras del subsuelo del Campo Costanero Bolívar por diferentes métodos. Entre
los más recientes podemos encontrar: (a) El trabajo de Usta (2002), quien interpretó
unas secciones sísmicas bidimensionales en los Campos Tía Juana y Lagunillas.
2
(b) El de Julio (2005), quien realizó una evaluación de los controles estructuralesestratigráficos del Oligoceno y Eoceno del Campo Cabimas utilizando información
de pozos. (c) Con este tipo de registros, González (2007) elaboró mapas en 3D de las
arenas B6, de la Formación Misoa del Campo Costanero Bolívar.
El objetivo de este trabajo es proponer un modelo geológico-estructural del
subsuelo en la ciudad de Cabimas, utilizando la integración de métodos geofísicos. La
intención es que a partir de este modelo se puedan desarrollar y optimizar, en
próximas investigaciones, mecanismos para la recuperación secundaria de petróleo.
Esto podría traer como consecuencia un aumento en la producción nacional de
hidrocarburos, que se puede transformar en bienestar económico, laboral y social para
los pobladores del área. Adicionalmente, este modelo aporta información útil para
seguir estudiando los fenómenos tectónicos y estructurales que rigen la Cuenca
Occidental de Venezuela.
Los datos utilizados en la realización de este trabajo fueron suministrados por
la empresa venezolana Suelopetrol c.a., s.a.c.a., específicamente del Proyecto Campo
Costanero Bolívar 2D, ejecutado entre julio y octubre de 2008 en la ciudad de
Cabimas. En el proyecto se adquirieron nueve líneas sísmicas 2D y 401 estaciones
gravimétricas, con los cuales se realizó el presente Trabajo Especial de Grado.
3
1.2 OBJETIVOS
OBJETIVO GENERAL
ƒ
Proponer un modelo estructural del subsuelo en una región ubicada al sur de la
ciudad de Cabimas del Estado Zulia, a partir de la interpretación integrada de
datos geofísicos.
OBJETIVOS ESPECÍFICOS
•
Generar un mapa de anomalía gravimétrica de Bouguer, a partir del
procesamiento y análisis geoestadístico de datos gravimétricos adquiridos en el
área en estudio.
•
Identificar y analizar efectos regionales y residuales de los mapas gravimétricos.
•
Realizar la interpretación sísmico-estructural de las secciones sísmicas
procesadas.
•
Identificar topes de formaciones y densidades mediante la información
petrofísica.
•
Modelar el subsuelo sobre perfiles de interés con base en las secciones sísmicas,
el mapa de Anomalías de Bouguer y la ubicación de pozos.
•
Identificar mediante el análisis gravimétrico, petrofísico y sísmico la presencia de
estructuras geológicas, capaces de almacenar posibles acumulaciones de
hidrocarburos.
4
1.3 LOCALIZACIÓN DEL ÁREA EN ESTUDIO
La zona en estudio se encuentra en la orilla nororiental del Lago de
Maracaibo, específicamente en la ciudad de Cabimas, del Municipio Cabimas. Este
municipio se extiende 604 km² y representa el 1,19% de la superficie total del Estado
Zulia. Su perímetro limita al Oeste con el Lago de Maracaibo; al Norte con los
Municipios Santa Rita y Miranda; al Este con el Estado Falcón, y al Sur con los
Municipios Simón Bolívar y Lagunillas. Las coordenadas del Municipio Cabimas
están entre los 10°19’ y 10°28’ de Latitud Norte. La longitud Oeste está comprendida
entre 70°52’ y 71°27’.
Figura 1.1. Ubicación del Municipio Cabimas, en la Costa Oriental del
Lago de Maracaibo.
Cabimas es la segunda ciudad más importante del Estado Zulia y
políticamente está dividida en nueve parroquias: Ambrosio, Carmen Herrera, Germán
Ríos Linares, San Benito, Jorge Hernández, Rómulo Betancourt, La Rosa, Punta
Gorda y Arístides Calvani. Tiene un área de 78 km² y es el punto específico donde se
realizó la adquisición geofísica, objeto de este trabajo. Según González de Juana et al.
(1980), Cabimas es parte integral del Campo Costanero Bolívar.
5
Figura 1.2.Ubicación del área en estudio, Cabimas.
El relieve de la ciudad de Cabimas es muy plano, ya que forma parte de la
depresión del Lago de Maracaibo. La temperatura promedio oscila entre 26 y 33ºC y
las precipitaciones anuales son de 581 mm. El clima es seco la mayor parte del año,
aunque en la temporada de lluvias se presentan fuertes chubascos. La vegetación está
catalogada del tipo bosque tropical seco a muy seco y la ciudad no cuenta con cursos
permanentes de agua natural. Se destacan dentro de su superficie algunas quebradas y
cursos intermitentes que no pueden considerarse como ríos.
6
1.4 ANTECEDENTES
- GRAVES (1985). Determinó la existencia de una dirección preferencial de
sedimentación en los Miembros B-5 y B-3 de la Formación Misoa, mediante análisis
de núcleos y por correlación de registros, la cual tiende a ser paralela a la línea de
costa.
Concluyó que las condiciones de entrampamiento, después de la depositación
de los miembros “B superiores”, fueron modificadas por el fallamiento estructural, el
levantamiento regional y la erosión de las capas, antes de la sedimentación del
Mioceno. Durante el Mioceno y hasta el Presente la subsidencia de la cuenca hacia el
sureste ha modificado de nuevo las condiciones de entrampamiento.
- CASTEJÓN ET AL. (1986). En 1984 INTEVEP, S.A. realizó un perfil sísmico de
refracción profunda a lo largo de la Costa Oriental del Lago de Maracaibo, para
obtener un modelo de corteza terrestre. El objetivo de este trabajo era ampliar el
conocimiento del marco geológico del área y la localización precisa de los epicentros
sísmicos, para estimar el riesgo sísmico de la zona. En dicho perfil, de 194 km de
longitud y dirección noroeste, a través de las fallas de Valera y Mene Grande, se
emplearon 77 estaciones sismológicas con una variedad de equipos que incluyeron
registradores portátiles digitales e instrumentos telemétricos.
El estudio muestra una corteza compleja y heterogénea dividida sísmicamente
en cuatro capas. Se destaca una primera capa sedimentaria de 4 km de espesor y
velocidad promedio de 3,6 km/s, que disminuye en la zona central del perfil. Está
constituida principalmente por depósitos del Cretáceo y sedimentos más recientes.
Por debajo de esta capa se ubica un estrato de 8 km de espesor con velocidad
promedio de 5,3 km/s que se adelgaza hacia el sur del perfil, y está formado
fundamentalmente por depósitos del Paleozoico y Mesozoico. Se distingue una
tercera capa de 15 km de espesor de base horizontal, caracterizada por una velocidad
7
promedio de 6,1 km/s que determina la presencia del basamento cristalino. A partir de
la base del tercer estrato la velocidad cambia a 6,7 km/s, indicando el contraste entre
corteza superior y corteza inferior. Adicionalmente, fue posible detectar la
discontinuidad de Mohorovicic a la cual se le asignó una velocidad de 8,2 km/s. La
profundidad del Moho aumenta gradualmente de 33 km a 43 km desde el punto más
al norte hasta una distancia aproximada de 60 km.
NW
Figura 1.3. Modelo regional propuesto por Castejón et al. (1986).
- RIVAS (1987). Continua con los perfiles de refracción profunda realizados en 1984
por INTEVEP, S.A. Interpretó un perfil perpendicular al de Castejón et al. (1986). El
modelo muestra una corteza compleja que se dividió en dos provincias tectónicas. La
primera capa de 4,5 km de espesor y velocidad promedio de 3,8 km en la región de
Bachaquero, la cual disminuye su espesor hacia la Falla de Valera, para aumentar su
espesor a 4,4 km, con una velocidad promedio 4,6 km/s en el área de Carora. La
segunda capa de 7,7 km de espesor y velocidad promedio de 5,4 km/s en Bachaquero
y espesor de 1,3 km y de velocidad promedio de 5,6 km/s en Carora. La tercera capa
8
es subhorizontal de espesor variable de 6,4 km en Bachaquero a 4,3 km en Carora y
velocidad de 6,1 km/s, la cual constituye el basamento cristalino, posiblemente del
Pre-Cámbrico.
Figura 1.4. Modelo regional propuesto por Rivas (1987).
- MELÉNDEZ ET AL. (1996). Estudiaron el desarrollo estructural y sedimentario de
la Cuenca de Maracaibo a nivel del Eoceno, basado en el análisis secuencial de
información sísmica. Concluyeron que:
(a) Los rasgos tectónicos mesozoicos controlaron el marco geológico del Eoceno de
la cuenca.
(b) Durante el Cretácico Tardío – Paleoceno se desarrollan fallas normales con
buzamientos hacia el S-SO como consecuencia del desarrollo de la antefosa de
Orocué.
(c) Durante el Eoceno Temprano y el inicio del Eoceno Medio, predominó un
régimen extensional, con el desarrollo y la reactivación de fallas normales y lístricas
con buzamiento hacia N-NE.
9
(d) Se definieron cinco secuencias en el Eoceno Temprano y Medio, cuyos límites
reflejan no sólo cambios eustáticos, sino también pulsos tectónicos.
(e) Al inicio del Eoceno Medio empezó la transcurrencia a lo largo de las grandes
fallas.
(f) Erosión post eocena removió parte de la secuencia eocena en casi toda la cuenca,
lo que hace estimar la dimensión original de los depósitos.
-LUGO (1991). Realiza un mapa del tope del basamento donde se evidencia
deformación producida por diferentes episodios tectónicos. Cada uno de estos eventos
tectónicos reactivan e invierten las fallas antiguas, deformando la cobertura
sedimentaria y ocasionando la rotación de bloques. La falla de Icotea y la de Pueblo
Viejo tienen una importante influencia en dichas deformaciones. Además identifica
los episodios tectónicos del área, propone un modelo tectónico basándose en
información sísmica y datos de pozo disponibles en el área, y produce mapas de
espesores de diferentes unidades geológicas.
Figura 1.5. Modelo regional de la Cuenca del Lago de Maracaibo.
Tomado de Lugo (1991).
Identifica cinco tendencias estructurales principales: (a) la falla mayor con
tendencia NNE, (b) pliegues con tendencia NNE, (c) fallas normales con tendencia
NW, (d) corrimientos de tendencia N-S asociado a pliegues y (e) fallas inversas de
tendencia NW.
10
Figura 1.6. Mapa de tope de basamento del Paleozoico y Jurásico
propuesto por Lugo (1991).
- MORALES (1997). Desarrolla estudio gravimétrico en dos perfiles localizados en
la Costa Oriental del Lago de Maracaibo y Serranía de Trujillo, con el objetivo de
cruzar los principales rasgos geológico-estructurales y realizar un modelo que
describa en profundidad las diversas secciones geológicas presentes en superficie.
Identifican mediante los datos gravimétricos el alto de Pueblo Viejo, el sinclinal El
Tigre, la falla Begote-Paují, el graben de Sipayare y la falla El Venado.
11
- SCHMITZ ET AL. (2003). Plantea una re-evaluación de la sección descrita en
1986 por Castejón et al. (1986). El objetivo de este trabajo fue unificar los criterios en
el análisis de los datos sísmicos de refracción en el país. Él propone una corteza
terrestre con 40-42 km de espesor, valor similar al de Castejón et al., (1986); sin
embargo, no se pudo confirmar la fuerte disminución del espesor cortical hacia el
noroeste.
Figura 1.7. Modelo regional propuestos por Schmitz et al., (2003). La línea negra representa el modelo
propuesto por Castejón et al., (1986).
- M&A (2004). Determina que la estructura regional del área de Cabimas está
dominada por el plegamiento mioceno ocurrido durante el basculamiento hacia el sur
de la Cuenca de Maracaibo. El plegamiento está representado por el anticlinal de
Cabimas en el sureste y por el sinclinal del mismo nombre en el noroeste, ambos con
orientación noreste y declive al suroeste. Los ejes de estos pliegues se interrumpen en
el noreste contra la prolongación del sistema de fallas de Burro Negro, asociadas con
la cordillera de Misoa-Trujillo. En el área existen dos sistemas de fallas, norte-noreste
y norte-noroeste, las cuales tienen una relación genética con la falla Lama-Icotea,
considerada el límite occidental de la provincia tectónica de Cabimas. Estas fallas y
plegamientos constituyen el componente estructural de las trampas en las
acumulaciones del Eoceno.
12
En este trabajo se generan tres modelos estructurales a partir de correlación de
datos de pozos, que abarca hasta la arena B-6. Además, construyen los mapas
estructurales de las arenas de interés.
Figura 1.8. Modelos regionales del Campo Cabimas (Tomado de M&A (2004)).
- JULIO (2005). Realiza una caracterización geológica de la parte norte del área
Cabimas en la Costa Oriental de la Cuenca de Maracaibo integrando información
proveniente de núcleos y electrofacies, que permitan establecer y definir la geometría
y espesor de los cuerpos de arena. Propone una sección estructural este-oeste, donde
se señalan la Falla Principal de Cabimas y la Falla Límite de Cabimas.
13
Perfil E-W
Figura 1.9. Modelo estructural propuesto por Julio (2005). La imagen de la izquierda muestra
el mapa estructural del tope Lagunillas Inferior, donde se señalan las principales fallas del
área. La imagen de la derecha muestra el perfil estructural propuesto.
La orientación preferencial que muestran los sistemas de fallas principales que
definen el área en estudio es subparalela a la orientación de las fallas mayores de
Icotea y Pueblo Viejo. Por lo antes expuesto, se puede inferir que el conjunto de fallas
que se ubican en el área en estudio puede ser continuación de los sistemas mayores
que afectan la Cuenca de Maracaibo.
- GONZÁLEZ (2007). Realizó un modelo estratigráfico 3D de la Formación Misoa
B-Sup y B-6 (Eoceno), en el Campo Costanero Bolívar. Mediante correlación de
registros de pozo, identificó el espesor constante del tope de B-6 hasta B-7. El marco
estructural del modelo está caracterizado por fallas normales de alto ángulo con
rumbos noroeste y noreste, pertenecientes a los sistemas de falla Icotea y Tía
Juana/Pueblo Viejo. Propone mapas estructurales para las diferentes arenas B-1, B-2,
B-3, B-4, B-5, B-6 y la discordancia del Eoceno, que se ilustran en las figuras 1.10 a
1.12. También propone un modelo 3D de fallas, extrayendo las trazas de fallas de los
mapas estructurales (Figura 1.11), e identifica los espesores de las unidades de Misoa
B-Miembro (Tabla 1.1).
14
Figura 1.10. Modelo estructural de las arenas B-4 y B-6 (González, 2007).
Figura 1.11. Modelo de fallas 3D para el Campo Cabimas (González, 2007).
15
Figura 1.12. Mapas estructurales desde la discordancia del Eoceno (arriba), seguido de las
arenas B-1, B-2 y B-3 (González, 2007).
16
Tabla 1.1. Espesores de arenas B, Formación Misoa. (González, 2007).
Unidades de
Espesor Promedio
Misoa B-Miembro
[pies]
B-1
870
B-2
1,150
B-3
1,066
B-4
2,492
B-5
1,520
Misoa B-Superior
7,098
B-6
406
B-6-Superior
67
B-6.Medio1
118
B-6-Medio2
92
B-6-Intermedio
26
B-6-Inferior
102
B-7
240
B-8
180
B-9
870
Misoa B-Inferior
1,696
Misoa B-Miembros Total
8,794
17
1.5 MÉTODO DEL TRABAJO
A continuación se enuncia la metodología seguida para la realización de este
trabajo:
1) Recopilación bibliográfica que incluye: (a) Cartografía de la zona.
(b) Geología del área en estudio, tanto regional como local, que abarca
información de sistemas de fallas, espesores y zonas de afloramiento.
(c) Trabajos previos de investigación. (d) Utilización de métodos geofísicos,
para la prospección de la Costa Oriental del Lago de Maracaibo. (e) Historia
de la producción petrolera de Cabimas.
2) Obtención de los datos iniciales; la empresa venezolana Suelopetrol c.a.,
s.a.c.a. facilitó un volumen de datos que incluyen: líneas sísmicas procesadas,
estaciones gravimétricas e información de pozo. Adicionalmente la empresa
puso a disposición bibliografía e información útil para la generación de los
modelos.
3) Elaboración de una base de datos, a partir de los datos adquiridos,
organizados, clasificados y validados, con el objetivo de optimizar el
desarrollo de este trabajo.
4) Procesamiento de los datos gravimétricos con el software OASIS MONTAJ
™ de Geosoft. En esta etapa se calcula la Anomalía de Bouguer para cada
estación.
5) Validación y control de calidad de los datos gravimétricos. Para el control de
calidad se utilizó el software OASIS MONTAJ ™ de Geosoft. La validación
estadística se realizó con la aplicación del software SPSS v.17.0, utilizando
las medidas de dispersión, las medidas de tendencia central, diagramas de
caja-bigote y realizando pruebas paramétricas PP y QQ.
18
6) Generación de los mapas de Anomalías de Bouguer y sus respectivas
anomalías regionales y residuales, con OASIS MONTAJ ™. Se aplicaron
diversos filtros y algoritmos para mejorar la visualización de los mapas.
7) Análisis espectral, utilizando el módulo “Montaj GRAV/Mag Interpretation”
del OASIS MONTAJ™, con la finalidad de estimar la profundidad de las
posibles fuentes anómalas.
8) Aplicación de deconvolución de Euler con el módulo “Montaj GRAV/Mag
Interpretation” del OASIS MONTAJ™, con el propósito de estimar la
ubicación de las posibles fuentes anómalas.
9) Inventario de registros de pozos, donde se aplicaron tres criterios para filtrar
dicha información. Primer criterio: el pozo debe estar ubicado espacialmente
dentro del área del mapa de Anomalía de Bouguer. Segundo criterio: el pozo
debe tener al menos un registro de densidad o sónico, o topes de formación.
Tercer criterio: ubicar al menos un pozo “Checkshoot” o con relación tiempoprofundidad.
10) Carga de seis líneas sísmicas 2D, en el software Petrel™ de Schlumberger.
También se cargó toda la información de pozo disponible. En esta etapa se
aplicó ganancia AGC a las líneas sísmicas, con la intención de realzar las
amplitudes.
11) Corrección de los errores de intersección (geometría) entre las secciones
sísmicas y calibración de las líneas sísmicas con pozos.
12) Identificación de los reflectores más notorios y el sistema de fallas principal,
con base en la información de pozos, los mapas geológicos y la estratigrafía
del área.
19
13) Exportación de los valores de profundidad en tiempo de los reflectores y las
fallas interpretadas. Petrel™ permite exportar datos en archivo ASCII, con los
valores de ubicación y profundidad en milisegundos.
14) Aproximación polinómica que tiene como salida una función de conversión
tiempo-profundidad. Esta función es utilizada para pasar al dominio espacial
todas las interpretaciones sísmicas, basado en los datos de conversión
“tiempo-profundidad” (curva TZ) de uno de los pozos más representativos de
la zona.
15) Selección de perfiles para modelar en dos dimensiones: Los cuatro perfiles
propuestos se escogieron basados en el mapa de Anomalía de Bouguer, las
líneas sísmicas, la información de pozos y la cobertura del área en estudio.
16) Carga de los reflectores sísmicos y los datos de pozos en el software GMSYS® de Geosoft. Construcción de un modelo 2D inicial basado en la
información sísmica, los topes de formación y la geología del área.
17) Modelado
2D
e
interpretación
geofísica
integrada:
Correlación
e
interpretación de los perfiles bidimensionales gravimétricos con los resultados
del análisis espectral, la deconvolución de Euler, las líneas sísmicas y la
información de pozos, ubicados dentro del área en estudio.
20
CAPÍTULO II
21
2.1 CUENCA OCCIDENTAL DE VENEZUELA
La Cuenca de Maracaibo es la cuenca petrolífera más importante del país. Su
roca madre por excelencia proviene de la Formación La Luna, del Cretácico Tardío,
cuyas facies se extendieron por toda Venezuela Occidental hasta Colombia. El
petróleo fue generado, migrado y acumulado en diversos pulsos, siendo el más
importante el ocurrido durante el levantamiento andino (WEC 1997).
Según González de Juana et al. (1980), la Cuenca de Maracaibo está
enmarcada por tres alineamientos orogénicos mayores: La Sierra de Perijá al oeste,
Los Andes de Mérida al sureste y la Serranía de Trujillo al este. El marco se completa
con el sistema de la falla de Oca al norte de la cuenca. Está localizada dentro de un
área de deformación activa, que Salvador (1986) describió como una cuña tectónica
triangular que trata de escapar hacia el norte sobre una fina corteza del Mar Caribe, a
lo largo de la falla transcurrente destral de Boconó y la falla transcurrente sinestral de
Santa Marta-Bucaramanga.
La cuenca de Maracaibo es un gran sinclinorio que cuenta con espesores de
más de siete kilómetros de rocas sedimentaria no metamorfizadas del Jurásico
Temprano. El levantamiento de Los Andes, en el Mioceno, trajo como consecuencia
una amplia depositación de sedimentos aportados por la erosión de las montañas
cercanas. En la figura 2.1 se pueden observar los elementos estructurales que ejercen
los esfuerzos compresivos que permitieron el levantamiento de Los Andes de Mérida
y la Sierra de Perijá. Las rocas sedimentarias depositadas en el Neógeno pueden tener
espesores máximos de hasta 3 kilómetros, dejando a las estructuras del Mesozoico y
del Terciario Temprano a gran profundidad (Lugo y Mann, 1995).
22
Figura 2.1. Elementos estructurales mayores, que afectan la Cuenca de Maracaibo (Tomado y
modificado de Espinoza et al., 2000).
Adicionalmente, Lugo (1991) define seis tendencias estructurales presentes en la
Cuenca de Maracaibo:
(a) Fallas mayores de orientación NNE-SE, entre las cuales se encuentran las fallas de
Icotea, Pueblo Viejo, Urdaneta y Lama; siendo Icotea y Pueblo Viejo los elementos
estructurales más grandes e importantes que intervinieron en la conformación de
dicha cuenca. Estas fallas alineadas en orientación NNE-SSO, son sistemas
susceptibles a la reactivación/inversión durante los diferentes regímenes tectónicos
que afectaron la cuenca y su relleno sedimentario.
23
(b) Fallas de corrimiento NW-SE, se localizan en las áreas central del Lago,
Lagunillas, Bachaquero y Ambrosio, poseen en general una vergencia sursuroeste lo
cual indica un transporte tectónico desde el norte-noreste, ocurrido durante el Eoceno
Temprano a Medio.
(c) Fallas normales de orientación NW-SE, las cuales son numerosas hacia la parte
norte del lago y afectan en su mayoría a las unidades del Eoceno, observándose que
su actividad afecta hasta la discordancia del Eoceno-Mioceno. Algunas de estas fallas
fueron reactivadas durante el Mioceno.
(d) Pliegues en sentido NE-SW, muchos de ellos de edad Mioceno, que afectan toda
la sección sedimentaria de la cuenca y constituyen las principales trampas de
hidrocarburos.
(e) Fallas de corrimiento N-S con vergencia principal al oeste, su ocurrencia es mayor
en las áreas de Perijá y en menor proporción y relieve en la Costa Oriental de
Maracaibo, su formación se asocia a una compresión regional con sentido E-W
durante el Mioceno-Holoceno.
(f) El evento más reciente se evidencia hacia el área sur de la Cuenca de Maracaibo,
durante el Mioceno Tardío. Debido al levantamiento andino ocurre reactivación e
inversión de las fallas pre-existentes, lo cual genera planos de despegue subparalelos
a los planos de estratificación.
24
2.2 EVOLUCIÓN TECTÓNICA REGIONAL
La historia geológica del pre-Cretácico en el occidente del país es poco
conocida debido a la escasez de controles radiométricos para establecer edades. Las
rocas representativas de estos periodos generalmente afloran en áreas positivas.
Adicionalmente, estas rocas sufrieron procesos de metamorfismo e intensa erosión
que complican las relaciones estratigráficas (Julio, 2005).
2.2.1 JURÁSICO
La ruptura de Pangea produjo varias estructuras importantes que influyeron en
la evolución de las cuencas sedimentarias de Venezuela. La apertura del Proto-Caribe
formó un sistema mayor de grábenes que se extendía a lo largo del noreste de
Sudamérica (Lugo, 1991).
Figura 2.2. Proto-Caribe del Jurásico y Cretácico Temprano.
(Tomado de Lugo 1991).
Estas estructuras graben fueron rellenadas por sedimentos tipo “Capas Rojas”,
volcánicas de diversas clases (eventualmente clásticos) y calizas de invasiones
marinas. En la Cuenca de Maracaibo estos sedimentos corresponden a la Formación
La Quinta, compuestos de capas rojas de origen continental e intercalados con flujos
de lava (González de Juana et al., 1980).
25
Figura 2.3. Distribución de las rocas jurásicas en Venezuela mostrando que las mismas se depositaron
en grábenes (Tomado WEC, 1997).
2.2.2 CRETÁCICO
El sistema de fallas y grábenes del Jurásico mantiene el control en la
sedimentación de la Cuenca de Maracaibo. La sedimentación transgresiva del
Cretácico comienza con los clásticos basales de origen continental de la Formación
Río Negro (La Cruz, 2000). A continuación, en el Aptiense y el Albiense, la
trasgresión marina forma un extenso mar epicontinental donde se estabiliza la
subsidencia y se depositan los sedimentos calcáreos del Grupo Cogollo.
Figura 2.4. Distribución de facies sedimentarias dominantes durante el Cretácico Temprano
(Neocomiense-Albiense). Tomado de WEC, 1997.
26
En este periodo se depositaron, bajo condiciones euxínicas, sedimentos finos
de calizas y lutitas calcáreas negras, fosfáticas, ricas en materia orgánica que
constituyen la Formación La Luna, considerada la principal roca madre en la Cuenca
de Maracaibo.
El carácter transgresivo causado por los efectos de la eustasia y la subsidencia
finaliza con la etapa regresiva (del Campaniense al Maestrichtiense), durante la cual
se deposita la Formación Colón (Audemard, 1991).
Figura 2.5. Distribución de facies sedimentarias dominantes durante el Cenomaniense-Campaniense
(Cretácico Tardío). Tomado de WEC, 1997.
2.2.3 PALEOGENO
Entre finales del Cretácico y principios de Paleoceno, la Cuenca de Maracaibo
sufrió el efecto de la colisión entre la Placa de Nazca y el Occidente Colombiano. El
ciclo de sedimentación comienza a partir de una línea de costa de bajo relieve, en
ambientes de poca profundidad (González de Juana et al., 1980), donde se
27
depositaron las calizas y areniscas calcáreas de la Formación Guasare, que representa
ambientes más someros y que refleja una mayor lejanía de los frentes de
deformación. La Formación Guasare grada hacia el noroeste en las lutitas de la
Formación Marcelina y hacia el oeste cambia a los sedimentos gruesos del Grupo
Orocué (Lugo, 1991).
Según Audemard (1991) en el Paleoceno se desarrolló una amplia costa
deltaica y un cinturón litoral al oeste (aproximadamente en la posición actual de la
Sierra de Perijá) mientras que al sureste y al norte del escudo de Guayana prevalecían
aún las condiciones marinas.
De acuerdo a Figueroa (1994), en el Eoceno se desarrollan cuatro fases de
deformación: La primera corresponde al Eoceno Temprano a Medio y es denominada
como primera fase distensiva, que afectó las unidades del Cretácico y la parte inferior
del Eoceno Medio. El fallamiento es normal con dirección NE-SE. La segunda fase es
del tipo compresiva, asociada a las llegadas de las Napas de Lara al norte de
Venezuela (Eoceno Medio). Las fallas asociadas, en su mayoría, son inversas con
dirección NW-SE. Desde el Eoceno Medio a Tardío se identifica la segunda fase
distensiva, originando fallamiento en dirección NE-SE y afecta a las secuencias
cretácicas y terciarias. La cuarta fase es del tipo compresivo en el Eoceno Tardío,
asociada posiblemente al empuje de las napas e inicio del levantamiento de Los
Andes Orientales Colombianos, y origina fallamiento inverso en dirección E-W, NESE.
Desde el Paleoceno Tardío y hasta el Eoceno Medio se inicia, de manera
progresiva y oblicua, el sobrecorrimiento de la Placa Caribe en el borde norte de la
placa de Sudamerica. La deformación asociada produce el emplazamiento de las
Napas de Lara en dirección S-SE. (De Toni et al., 1994). Este emplazamiento es el
responsable de la presencia de tres patrones estructurales: (a) Una antefosa en Zulia
oriental y nororiental. (b) Reactivación de la flexión o alto periférico en la zona
28
central de la cuenca. (c) Fallas normales con buzamiento N-NE y reactivación de
fallas preexistentes. (Meléndez, et al., 1996). En esta cuenca se depositan espesas
secuencias de sedimentos detríticos.
Figura 2.6. Migración del frente de deformación del Caribe hacia el este-suroeste en Venezuela
Occidental durante el Paleoceno-Eoceno (Tomado del WEC 1997).
Para el Eoceno Medio el sistema fluvio-deltaico representado por la
Formación Misoa muestra su máxima expresión. Hacia finales del Eoceno Medio
ocurre una considerable deformación que expone las rocas ya depositadas, por
consiguiente, muchas de las unidades fueron erosionadas. De esta manera, las
unidades post Eoceno Medio de la cuenca son discordantes con respecto a las
unidades inferiores (Audemard, 1991). Este periodo de erosión removió casi en su
totalidad el conjunto Paují y Mene Grande y parcialmente Misoa hacia el oeste de la
Cuenca.
29
Figura 2.7. Generación de cuencas extensionales asociadas a transcurrencia al sur del
límite entre las placas Caribe y Suramericana.
Durante el Oligoceno y Mioceno, la erosión continua sobre grandes
extensiones de la parte norte-noreste del lago y comienza la sedimentación no marina
hacia el oeste-suroeste, la cual se preserva sólo en los sinclinales y es conocida como
Formación Icotea, que se encuentra en forma esporádica rellenando depresiones de la
superficie eocena erosionada (Audemard, 1991).
2.2.4 NEÓGENO
El Neógeno se caracteriza por importantes períodos de formación de
montañas, los cuales son una consecuencia directa de la interacción de las placas
Caribe y Suramérica. En este periodo se inicia el levantamiento andino. Entre Los
Andes de Mérida y la Sierra de Perijá, se forman dos antefosas, donde los sedimentos
del Mioceno alcanzan su máximo espesor. Desde el Mioceno Tardío hasta el Plioceno
continuó la subsidencia de la Cuenca de Maracaibo, sólo que inclinándose hacia el
sur más que al oeste. Los sedimentos más jóvenes, como la Formación Isnotú, son
30
sedimentos continentales compuestos por arcillas sub-aéreas junto con arenas
fluviales gruesas y conglomerados (Audemard, 1991).
Según Lugo (1991), hacia finales del Mioceno y principios de Pleistoceno,
Los Andes de Mérida y la Sierra de Perijá alcanzan la elevación actual. Estos
levantamientos desviaron la orientación de la inclinación de la cuenca, desde O-E
hacia S-SE, permitiendo la entrada de sedimentos por el norte de la antefosa andina.
Figura 2.8. Geología estructural desde el Plioceno al Reciente
(Tomado del WEC 1997).
31
2.3 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL
La columna estratigráfica de la Cuenca del Lago de Maracaibo, presenta las
siguientes formaciones:
Figura 2.9. Columna estratigráfica generalizada de la Cuenca del Lago de Maracaibo (Tomado y
modificado de Schlumberger 1980).
Los sedimentos de la Cuenca de Maracaibo datan desde el Jurásico hasta el
Holoceno. Sin embargo, el periodo con mayor espesor de sedimentos se encuentra en
el Cenozoico. Según Lugo (1991) el basamento puede ser reconocido por dos
unidades: uno en las capas metasedimentarias del Paleozoico Superior, denominada
Formación Mucuchachí con tendencia NW-SE a lo largo del Arco de Mérida y la otra
conformada por las capas rojas jurásicas de la Formación La Quinta, las cuales
rellenan el sistema de graben de tendencia NNE.
32
El periodo pre-jurásico del occidente del país es poco conocido. Sin embargo,
los primeros aportes sedimentarios provienen del inicio de un ciclo continental del
Triásico. Los sedimentos son del tipo fluvial asociados a rocas volcánicas,
denominadas capas rojas, identificadas como parte de la Formación La Quinta. El
Jurásico también está formado por capas rojas de la Formación La Quinta, con el
mismo tipo de sedimentos volcánicos (Schlumberger, 1980). En este periodo la
Cuenca del Lago de Maracaibo se encontraba sometida a un sistema mayor de
grábenes, que se extendía a lo largo del noreste de Suramérica.
La sedimentación en el Cretácico comienza en un periodo de transgresión
marina. La Formación Río Negro está constituida por clastos basales de origen
continental (La Cruz, 2000).
Durante el Aptiense y Albiense se estableció un ambiente marino somero, el
cual propició la formación de una plataforma de sedimentos carbonáticos que
constituyen el Grupo Cogollo (Formación Apón, Formación Lisure y Formación
Maraca). En el Albiense se produjo un importante influjo clástico y se desarrollaron
ambientes con condiciones oscilantes de oxigenadas a reductoras que se reflejan en la
depositación de arenas glauconíticas, calizas y lutitas de la Formación Lisure. Para
finales del Albiense Tardío se encuentran delgadas capas de calizas fosilíferas de la
Formación Maraca.
La Formación La Luna se deposita en un periodo entre el Cenomaniense y el
Campaniense Temprano, catalogado por Galea (1989), como el momento donde se
consiguió la condición de máxima inundación. El ambiente sedimentario tiene
condiciones euxínicas, produciendo finas capas de calizas y lutitas calcáreas negras,
con alto contenido de materia orgánica. La Formación La Luna es considerada la
principal roca madre en la Cuenca de Maracaibo
33
Audemard (1991) plantea que el Campaniense se caracteriza por ser un
periodo de baja sedimentación, representado por capas glauconíticas y fosfáticas de
los Miembros Tres Esquinas y Socuy de la Formación Colón. En este periodo
comienza la regresión marina. En el Maestrichtiense Tardío aparecen intervalos
arenosos que en algunas partes de la cuenca se conocen como Formación Mito Juan.
Según el Léxico Estratigráfico de Venezuela (1997), las formaciones Colón y Mito
Juan se han comportado como roca sello de la Formación La Luna.
El Paleoceno en la Cuenca de Maracaibo representa ambientes someros de
depositación, donde se sedimentaron las calizas fosilíferas y arenas calcáreas de la
Formación Guasare (Lugo, 1991). Las capas de calizas fosilíferas se intercalan entre
areniscas y lutitas.
El Eoceno se caracteriza por un ambiente tipo fluvio-deltaico representado por
la Formación Misoa. A finales del Eoceno Medio ocurre una considerable
deformación que expone las rocas ya depositadas, por consiguiente, muchas de las
unidades fueron erosionadas. De esta manera las unidades post Eoceno Medio de la
cuenca, son discordantes con respecto a las unidades inferiores (Audemard, 1991).
La secuencia Oligoceno – Mioceno pertenece a un gran complejo fluviocostero de un sistema de canales N-S y depósitos costeros asociados, con arenas poco
consolidadas de espesor variable. De más antigua a más reciente, encontramos las
formaciones Icotea, La Rosa, Lagunilla y La Puerta. (L.E.V, 1997).
Según Audemard (1991) durante el Oligoceno y Mioceno continua la erosión
sobre la parte norte de la cuenca y comienza una sedimentación no marina hacia el
sur- suroeste. La Formación Icotea se encuentra esporádicamente en los rellenos de la
superficie erosionada del Eoceno.
34
Entre el Plioceno y el Pleistoceno, la Sierra del Perijá y Los Andes de Mérida
alcanzan su máxima elevación, cambiando la orientación de inclinación de la cuenca
de Maracaibo, de oeste a sur-suroeste. Este cambio en la geometría de la cuenca
permite la gran depositación de sedimentos en la antefosa de Los Andes (Lugo,
1991).
A continuación se muestra un perfil E-O propuesto por Ostos y Yoris (1997),
que ilustra las formaciones y geometría del subsuelo en la Cuenca del Lago de
Maracaibo.
Figura 2.10. Sección E-O de la Cuenca del Lago de Maracaibo
(Tomado de WEC 1997).
2.4 CAMPO COSTANERO BOLÍVAR
El Campo Costanero Bolívar está situado en la zona este del Lago de
Maracaibo (Figura 2.11). Constituye una de las áreas petroleras más extensas del
mundo. Se extiende paralelamente a la Costa Oriental del Lago, parcialmente en
tierra y parcialmente bajo el agua, por una longitud de 100 kilómetros (L.E.V., 1997).
El Eoceno y las formaciones más antiguas del Campo Costanero Bolívar, están
intensamente plegadas y falladas. Toda la región fue erosionada a una penillanura
antes del depósito del Oligoceno-Mioceno, con la excepción del área de Pueblo
Viejo, estructura activa durante el Mioceno. La zona se caracteriza estructuralmente,
35
como una extensión del sistema de fallas mayores de Icotea, Pueblo Viejo y Burro
Negro (Figura 2.12).
El Campo Costanero Bolívar está conformado por diversos yacimientos:
Ambrosio, La Rosa, Icotea, Cabimas, Punta Benítez, Tía Juana, Taparito, Lagunillas,
Pueblo Viejo y Bachaquero. Las formaciones que afloran en superficie en su mayoría
son de Eoceno a Reciente (Figura 2.13).
Figura 2.11. Mapa de ubicación del Campo Costanero Bolívar
(Tomado de L.E.V, 1997).
36
Figura 2.12. Mapa estructural del Campo Costanero Bolívar.
(Tomado de Schlumberger 1980).
Figura 2.13. Geología de superficie en el Campo Costanero Bolívar
(Tomado y modificado de Urbani et al., 2006).
37
2.5 CAMPO CABIMAS
Julio (2005) define al Campo Cabimas como un monoclinal con rumbo
noroeste y buzamiento al suroeste. El mismo está siendo afectado por dos sistemas de
fallas mayores: la Falla Principal de Cabimas y la Falla Límite de Cabimas, con
orientaciones preferenciales norte-sur y norte noroeste respectivamente. Estos
sistemas de fallas mayores pueden ser continuación de los sistemas de Icotea y
Pueblo Viejo. En la parte norte se desarrolla un sinclinal con buzamiento suave hacia
el sur, denominado sinclinal de Cabimas, que se encuentra limitado por fallas con
orientación NE-SO y afectado por la Falla Principal de Cabimas. En el área hay otros
sistemas de fallas menores, ubicados al noroeste y suroeste. Estas fallas menores
pueden ser continuación del sistema de falla Icotea que pasa por el oeste del área
Campo Cabimas.
Figura 2.14. Mapa estructural del Campo Costanero Cabimas
(Tomado de L.E.V 1997).
38
2.6 GEOLOGÍA LOCAL
La columna estratigráfica presente en el área de estudio de puede apreciar en
la figura 2.15. Las formaciones que afloran en el área tienen edades, desde el Eoceno
hasta el periodo Reciente.
Figura 2.15. Columna estratigráfica generalizada del área Cabimas.
(Tomado de M&A (2004)).
39
A continuación se realiza una descripción litológica de las formaciones que
conforman la columna estratigráfica, del área en estudio, desde la más antigua hasta
la más reciente:
2.6.1 Formación La Quinta:
Consta de tres intervalos: uno inferior, compuesto por una capa de toba vítrea
de color violáceo, de aproximadamente 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
(espesor aproximado: 840 m); y un intervalo superior, formado por limolita y
arenisca, intercaladas con algún material tobáceo, de color rojo ladrillo y marrón
chocolate, de aproximadamente 620 m de espesor. De acuerdo con el contenido
fosilífero, la Formación La Quinta se considera de edad Jurásico (Benedetto y
Odreman, 1977; Schubert et al., 1979; Maze, 1984; Schubert, 1986). De acuerdo a lo
publicado por Hargraves y Shagam (1969), en un estudio paleomagnético de la
Formación La Quinta, en su localidad tipo, concluyeron que sólo la toba basal de la
formación, tiene un probable paleomagnetismo remanente primario triásico
2.6.2 Formación Río Negro:
La edad de la Formación Río Negro se considera Neocomiense-Barremiense
(Cretácico Temprano), está compuesta por areniscas blancas, generalmente de grano
grueso, conglomerados heterogéneos, arcillas y lutitas variables, típicamente en tonos
brillantes de amarillo, rojo y morado. Según Van Andel (1958), de acuerdo con su
fuente sedimentaria, las areniscas varían desde muy cuarzosas (Surco de Uribante) a
muy feldespáticas (Surco de Machiques).
En la parte media de la formación se presentan horizontes de coloración rojiza
que recuerdan a la Formación La Quinta y es posible que ello se deba a erosión y
40
resedimentación de estratos de esa formación. Los términos superiores de esta
columna están formados por capas de areniscas conglomeráticas, con estratos
alternantes de poco espesor de lutitas y limolitas oscuras. El contacto superior está
definido por la aparición de los primeros horizontes calcáreos de la Formación Apón.
El espesor de esta formación es muy variable, por ejemplo, en el surco de Machiques
se midieron espesores de 1.500 m. En la región de San Cristóbal, espesores de
1.450 m y la unidad se adelgaza, cuando se avanza de la depresión del Táchira.
2.6.3 Grupo Cogollo:
La edad del Grupo Cogollo está comprendida desde la base de la Formación
Apón, en el Aptiense temprano, hasta la base de la Formación La Luna, la cual, va del
Albiense al Cenomaniense. Según Kiser (1997) su edad en el área de Río Calderas es
Aptiense-Albiense. Su litología es variada. De base a tope se caracteriza por calizas
densas, fosilíferas, con cantidades subordinadas de lutitas oscuras y pocas arenas
calcáreas. En Perijá se presenta un intervalo de calizas negras, bituminosas (Miembro
Machiques) y luego por encima, calizas coquinoides, margosas y nodulares, una
sección distintiva de areniscas, calizas glauconíticas, intercaladas con lutitas y un
intervalo superior de calizas macizas, de color gris claro, con muchos moluscos,
intercaladas con lutitas delgadas. En la sección tipo se midieron 370 m de espesor. La
consideran incompleta con 205 m, y dan mediciones de 835 m en Caño Maraca
(posiblemente aumentada por fallamiento) y 735 m en el Río Yasa.
2.6.4 Formación La Luna
De edad Cretáceo (Cenomaniense a Campaniense) está formada por calizas y
lutitas calcáreas fétidas, con abundante materia orgánica laminada y finamente
dispersa, delgadamente estratificadas y laminadas, densas, de color gris oscuro a
negro; la ftanita negra es frecuente en forma de vetas, nódulos y capas delgadas Las
concreciones elipsoidales a discoidales de 10 a 80 cm de diámetro, son características
41
típicas de la formación, que permiten reconocerla en cualquier afloramiento. Las
capas de caliza varían en espesor de 1 - 2 cm hasta unos 50 cm, con estratificación
uniforme y monótona. Los espesores en la Cuenca de Maracaibo varían entre 100 y
300 m, con tendencia a aumentar de sur a norte. El espesor se reduce sobre el arco de
Mérida (L.E.V , 1997).
2.6.5 Formación Mito Juan
De edad Cretáceo Tardío (Maastrichtiense Superior), se caracteriza por
arcillas grises, gris verdosas y negras, localmente arenosas, en las cuales el contenido
de limo y arena aumenta en sentido ascendente y en cuya parte superior se encuentran
a veces capas delgadas de calizas y areniscas. En la parte inferior de la formación hay
algunas arcillas laminares grises que son indistinguibles litológicamente de las
arcillas de la Formación Colón.
2.6.6 Formación Guasare
La Formación Guasare, de edad Paleoceno, consiste en calizas pardo grisáceo
a gris amarillento o gris, generalmente glauconíticas, intercaladas con lutitas y
limolitas grises a parduscas y areniscas grises, calcáreas y glauconíticas. Esta litología
es representativa de la transición lateral a los sedimentos deltaicos del Grupo Orocué
(González de Juana et al., 1980). 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. En el subsuelo de Alturitas, menciona de 165 a 193 m. de espesor.
2.6.7 Formación Misoa
Esta formación de edad Eoceno Inferior a Medio, tiene una sedimentación
dependiente 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 lutitas y
42
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).
Las areniscas presentan tamaños variados de grano, pero en general, son de
grano fino, gradan a limolitas y luego a lutitas. Son generalmente micáceas. Las
lutitas tienen composición variable, casi siempre son micáceas, arenosas a limolíticas,
con abundantes estratos delgados, estrías y películas de arena, limo y material
carbonáceo. Las calizas son de color gris a gris azuloso, duras, con espesores de
menos de un metro a varios metros, arenosas, gradando a areniscas calcáreas.
Se sugiere un espesor compuesto de 5.000 m, y una probable variación de
3.500 a 5.500 m. La unidad adelgaza hacia el oeste, donde se encuentra reducida por
la erosión. Al norte del lago, frente a Maracaibo, hay 3.000 m preservados, con
aproximadamente 1.500 m erosionados. En el Campo Urdaneta Norte y en Cabimas
hay 4.600 m.
2.6.8 Formación Icotea
Icotea de edad Oligoceno, consiste en limolitas y arcilitas duras, macizas
blancas a gris claro, ocasionalmente carbonáceas y moteadas de verde claro, amarillo
y marrón rojizo. Debido a que la Formación Icotea se depositó en las depresiones de
la discordancia del Eoceno, sus espesores son sumamente variables a través de la
Cuenca de Maracaibo. 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 es de alrededor de 15 m,
mientras que en el Campo Boscán es de 200 m o más. La Formación Icotea es
43
productora de petróleo en el Campo Costanero Bolívar, generalmente en asociación
con la Arena Santa Bárbara, de la Formación La Rosa.
2.6.9 Formación La Rosa
Está formada 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 Cabimas, las lutitas forman un intervalo
de hasta 28 m entre cuerpos de arenisca. Esta formación del Mioceno Temprano,
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.
2.6.10 Formación Lagunillas
En términos generales, la formación consiste en areniscas poco consolidadas,
arcillas y lutitas. Con edad del Mioceno Medio, se subdivide en seis miembros
principales. El Miembro Lagunillas Inferior, compuesto por areniscas friables, de
grano fino, intercaladas con lutitas. El Miembro Ojeda consiste en arcillas moteadas,
areniscas color gris, localmente glauconíticas y lutitas grises. El Miembro Marlago
conformado por areniscas blancas con lutitas gris oscuro. El Miembro Laguna
consiste principalmente en lutitas grises fosilíferas. El Miembro Urdaneta compuesto
principalmente por arcillas de color gris verdoso claro, con capas delgadas de arenas
arcillosas. El Miembro Bachaquero está formado por areniscas arcillosas.
2.6.11 Formación La Puerta
Del Mioceno Tardío, se subdivide en tres miembros: Poro, Playa y Timoteo,
en secuencia ascendente. El inferior consiste de arcillas abigarradas rojas y grises; el
intermedio, de arenas grises, subgrauvacas y arcillas, y el superior, de arcillas rojas.
44
Espesores variables entre 170 y 700 m. El contacto inferior con la Formación
Lagunillas se considera como concordante. Sutton (1946) la consideró como
discordante por debajo de la Formación El Milagro.
2.6.12 Formación El Milagro
Consiste en arenas friables, finas a gruesas, muy micáceas, de color crema a
pardo-rojizo, limos micáceos de color gris claro, interestratificados con arcillas
arenosas. La Formación El Milagro varía en espesor de 0 a 33 m. en el centro del arco
de Maracaibo y el espesor aumenta hacia el sur alcanzando espesores mayores a 150
m. Su posición estratigráfica y el grado de litificación sugieren una edad Pleistoceno.
45
CAPÍTULO III
46
3.1 MÉTODO GRAVIMÉTRICO
La gravimetría es un método geofísico de campo natural que consiste en medir
las pequeñas variaciones del campo gravitacional terrestre, originadas por la
distribución no homogénea de cuerpos con diferentes geometrías, profundidades y
densidades que componen el subsuelo. El fundamento teórico del método consiste en
la Ley de Gravitación Universal planteada por Isaac Newton en 1687, la cual expresa
que la fuerza de atracción entre dos masas puntuales es igual al producto de éstas, e
inversamente proporcional al cuadrado de la distancia que separa a esas masas. La
Constante de Gravitación Universal es (6.670x10-11 m³/kg-s²). En esta fórmula la
Tierra se considera una gran masa que atrae hacia el centro a los diversos cuerpos que
la rodean (Parasnis, 1970).
La gravimetría es utilizada en la industria petrolera para modelar el basamento
ígneo-metamórfico que sirve como cuenca o base depositacional de los yacimientos.
A través de inversión matemática es posible generar un perfil geológico del subsuelo
basándose en datos gravimétricos. En general, la gravimetría se utiliza para estudios
regionales con una escala superior a la sísmica de reflexión y los registros de pozo.
Un mapa de Anomalía de Bouguer, refleja las características geológicoestructurales del subsuelo (Rodríguez, 1974) y muestra las variaciones de la gravedad
debido a los contrastes de densidad entre las distintas masas de rocas presentes en
profundidad. Las variaciones en el campo gravimétrico terrestre son muy pequeñas y
se expresan en miligales (Dobrin, 1961).
La Anomalía de Bouguer representa la suma de dos tipos de contribuciones
debidas a diferentes fuentes, una regional y otra residual. Dependiendo del tipo de
estudio a efectuar, es necesario realizar una separación regional-residual con el fin de
destacar o filtrar las anomalías de interés en cada caso. Según Telford et al. (1976),
47
las anomalías regionales corresponden a bajas frecuencias, mientras que las residuales
corresponden a las altas frecuencias.
3.2 ANÁLISIS ESPECTRAL
El análisis espectral es utilizado para determinar las profundidades de las
fuentes gravimétricas en los mapas de Anomalía de Bouguer. Este análisis se basa en
la aplicación de transformadas de Fourier en el dominio de la distancia, para convertir
un mallado de datos al dominio del numero de onda.
El espectro de energía promediado radialmente es una función en el dominio
del número de onda, se calcula a partir del promedio de la energía en todas las
direcciones para un mismo número de onda. En una malla de datos lo suficientemente
grande como para incluir distintas fuentes, el registro del espectro puede ser
interpretado para determinar estadísticamente la profundidad de las fuentes
gravimétricas. Para esto se utiliza la siguiente relación matemática:
Log E(r)= 4πhr
Según Battacharya (1966) cuando se grafica en una escala lineal el número de
onda contra el logaritmo de la energía, se distinguen intervalos con amplitudes
decrecientes en el aumento del numero de onda. Por lo tanto, la pendiente de una
línea tangente a este gráfico es proporcional a la profundidad de la fuente.
48
Figura 3.1. Análisis espectral: Identificación de las fuentes gravimétricas mediante las
pendientes de las rectas tangentes (Tomado y modificado del
Tutorial Geosoft, (2007)).
La profundidad de la fuente anómala se obtiene, calculando la pendiente
(“m”) de la recta tangente y seguidamente sustituyéndola en la siguiente ecuación:
h= -m /4π
3.3 DECONVOLUCIÓN DE EULER
El método estándar 3D de Euler se basa en la ecuación de homogeneidad de
Euler; una ecuación que relaciona el campo gravitacional con sus gradientes, para
obtener la ubicación y la profundidad aparente de la fuente de energía. Se debe
especificar el grado de homogeneidad N, expresado como un índice estructural
(Thompson, 1982). El índice estructural es una medida de la tasa de atenuación del
campo con la distancia a la fuente y brinda un medio de discriminar entre geometrías
de fuentes
49
Considerando datos de campos potenciales como gravimétricos, la ecuación
de Euler puede ser escrita de la siguiente manera:
Donde (x0, y0, z0) es la posición de la fuente gravimétrica cuyo campo total T
es detectado en (x, y, z). El campo total es un valor regional de B y N el grado de
homogeneidad o índice estructural (SI), el cual es una medida de variación del campo
con la distancia. Según Williams et al., (2002) en interpretaciones regionales donde
los contactos de fallas sean de interés, el valor óptimo del índice estructural (N)
comúnmente utilizado es 0,5.
Tabla 3.1. Valores para Índice Estructural
Valor
Tipo de índice
estructural
0,5
Resalto o borde de un
plano
1
Línea de dipolos
Forma de los cuerpos geológicos inferidos
Las estructuras en forma de escalón muestran un
incremento o decrecimiento uniforme en la respuesta
magnética que es similar a lo largo de varias líneas de
levantamiento. Ejemplos: Contactos entre cuerpos de
grandes dimensiones, como entre un granito y las rocas
circundantes; bloques elevados a los lados de una falla,
como los horst-graben.
Falla/Dique– Cuerpos bidimensionales relativamente
delgados que están en posición subvertical
Pipas verticales– Estructuras cilíndricas subverticales
(p.ej., kimberlitas)
2
3
Polo puntual
Dipolo puntual
Fuente puntual (nominalmente esférica)– Fuentes que no
tienen continuidad en ninguna dirección, generalmente
de formas irregulares, pero nominalmente esféricas en
los modelos matemáticos (p.ej., intrusivos basálticos)
50
El proceso de inversión produce soluciones con cierta incertidumbre
(desviación estándar) para cada parámetro ajustado. La deconvolución de Euler se
utiliza para restringir valores eliminando soluciones con alta incertidumbre mediante
un criterio de aceptación y rechazo de las posibles soluciones. La solución que
contenga un error que no exceda la tolerancia definida y se encuentre dentro de los
límites de distancia predeterminados, será aceptada.
La Deconvolución de Euler es un método reconocido y establecido de
estimación de profundidades, sin embargo muchos desarrolladores sugieren utilizar
otros métodos complementarios para la determinación de profundidades.
3.4 REGISTROS DE POZO
El registro de pozo es un conjunto de datos que contiene información de
resistividad, radioactividad, densidad, potencial espontáneo y velocidad acústica, en
función de la profundidad de una perforación. Son útiles para determinar litologías,
identificar
formaciones,
caracterizar
físicamente
un
estrato
(porosidad
y
permeabilidad), determinar fluidos y calibrar los registros sísmicos.
El análisis de los registros de pozo es la técnica más popular para la
interpretación de las características geológicas y la predicción de parámetros rocosos
en los yacimientos de hidrocarburos. (Finol et al., 2001).
Según Schlumberger (1980) existen diversos tipos de registros de pozos, pero
en grandes rasgos se pueden clasificar en dos grupos: La primera tiene fines de
correlación y estudios estratigráficos y la segunda tiene la finalidad de evaluar las
litologías y los fluidos de formación.
51
Para la realización de este trabajo se utilizaron cuatro tipos de registros:
densidades, sónicos, TZ (Check shot) y rayos gamma. Casas (2004) los define de la
siguiente forma:
Registro de densidad: El registro de densidad es un registro radioactivo.
También se le llama gamma-gamma. Puede tomarse tanto en agujeros llenos con
lodo como en agujeros vacíos. Es uno de los registros llamados de porosidad, ya
que se pueden obtener valores de la porosidad directamente en función de la
densidad. También se usa, en combinación con otros registros, para determinar
zonas productoras de gas, interpretación cuantitativa en arenas arcillosas, en
litologías complejas y en las correlaciones estratigráficas.
Registro sónico: Consisten en enviar un tren de ondas acústicas, a diferentes
profundidades, que viajen a través de la formación. Los tiempos de tránsito
registrados son proporcionales a la porosidad de la formación y al tipo de litología.
Registro de verificación ó “Check Shot”: Schlumberger (1980) describe este
tipo de registro como una relación tiempo profundidad. Consiste en colocar una
fuente sísmica en superficie, e ir introduciendo una herramienta de pozo a
diferentes profundidades, que registre el tren de ondas generado. En la figura 3.2 se
esquematiza el proceso de grabación.
52
Figura 3.2. Actividades de adquisición de tiros de verificación ó “Check-Shots” (Tomado y modificado
de Hilla y Naval, 2005).
Registro Gamma Ray: Es un registro que mide la radioactividad natural de las
formaciones, es decir, la medida que se emite espontáneamente. Es por lo tanto útil en
la detección y evaluación de minerales como Potasio (K) y Uranio (U). En
formaciones sedimentarias, los elementos radiactivos tienden a concentrarse en
arcillas y lutitas, por lo tanto permite su identificación.
3.4 SÍSMICA DE REFLEXIÓN
La sísmica de reflexión es el método geofísico más utilizado en las empresas
petroleras a nivel mundial para la localización y modelado de yacimientos. Es
empleado para representar, en imágenes, las estructuras geológicas y determinar los
tipos de rocas que pueden formar el subsuelo. El método de reflexión se basa en la
53
medición de los tiempos de viaje que toma una onda acústica en desplazarse desde
una fuente sísmica a través de la Tierra, choca con un reflector y es registrada en un
dispositivo de grabación (Schlumberger, 1980).
Los registros sísmicos no identifican directamente la edad o el tipo de roca. Para
esto es necesario combinar las reflexiones sísmica, con los datos obtenidos en las
perforaciones de pozos y la geología regional del área. El proceso de darle sentido
geológico a las secciones sísmicas se denomina “Interpretación”. (Schlumberger
1980).
Como fuente sísmica se puede utilizar dinamita, camiones vibradores o
cañones de aire, dependiendo de las condiciones ambientales del área en estudio. Por
ejemplo, en una adquisición marina se suele usar como fuente los cañones de aire,
mientras que en una terrestre se utilizan camiones vibradores o explosivos. Los
explosivos sólo se pueden utilizar en situaciones de campo, donde no existe riesgo
con poblaciones cercanas. En caso de una adquisición en ciudad, se usan como fuente
sísmica los camiones vibradores, también conocidos como “vibros”.
Los vibradores constituyen una fuente de energía alternativa a la
implementada por una fuente impulsiva como lo son las explosiones con dinamita.
Éstas desarrollan su potencia en un instante, a diferencia de los vibros, que
contribuyen a su potencia durante un intervalo de tiempo denominado barrido.
Aunque la potencia generada por un vibrador es pequeña comparada con la de una
explosión, su energía es comparable si se mantiene la fuente activa por un tiempo
suficiente y si además se suman los aportes individuales de varios vibradores con
varios barridos (Di Bello, 2003).
De acuerdo con Schlumberger (1980), una sección sísmica es un plano
vertical en el que aparecen representados los diferentes reflectores; un reflector se
define como la superficie entre dos estratos donde se refleja parte de un frente de
54
ondas incidente. Las secciones sísmicas son herramientas que permiten evaluar el
subsuelo de un área en estudio, facilitando la visualización de la orientación
preferencial, la geometría de los estratos y los eventos estructurales.
Durante la interpretación sísmica se deben identificar los reflectores de interés
para el estudio utilizando herramientas manuales y evaluando la continuidad de los
reflectores, para poder identificar cualquier evento estructural local y minimizar los
errores por la pérdida de la resolución sísmica (Hilla y Naval, 2005). La
interpretación de fallas consiste en seguir la tendencia de los horizontes de acuerdo a
la información previa de la zona; sin embargo, una falla también puede verse
representada por la pérdida en la continuidad lateral del reflector, lo que representa un
cambio brusco en los valores del tiempo.
Los métodos que permiten convertir las secciones sísmicas de tiempo a
profundidad necesitan conocer las velocidades promedio hasta el evento de interés.
Existen distintos métodos que permiten realizar esta conversión, entre los más
comunes tenemos, los tiros de verificación, los sismogramas sintéticos y el cubo de
velocidades promedio.
Uno de los métodos más utilizados para calibrar un registro sísmico con un
pozo, es la creación de sismogramas sintéticos. El sismograma sintético es la
reconstrucción de una traza sísmica en la dirección del pozo, mediante el empleo de
los registros de densidad y sónico. Para elaborar esta traza sintética, basta con tener la
función de los coeficientes de reflexión para cada profundidad. Los coeficientes de
reflexión se obtienen a partir del registro de velocidad y densidad del pozo. La curva
de velocidad se obtiene a partir del registro sónico, sus unidades se pueden llevar a
metros sobre segundo. La curva continua de densidad se obtiene directamente del
registro de densidad del pozo (densidad de formación), normalmente expresada en
gramos por centímetro cúbico. Con estos dos elementos fundamentales se obtiene la
función de coeficientes de reflexión en profundidad. Es necesario realizar la
55
conversión tiempo- profundidad para que la escala del sismograma esté en tiempo
doble de viaje (Hardage, 1987).
3.5 ANÁLISIS ESTADÍSTICO
La aplicación de métodos estadísticos en la evaluación de datos geofísicos,
permite obtener mayor información del comportamiento del subsuelo y la calidad de
adquisición. A continuación se definen algunos conceptos de interés para este trabajo:
Medidas de tendencia central: Son un valor típico o representativo de un
conjunto de datos que suelen situarse hacia el centro de su distribución de
probabilidad (Spiegel y Stephens, 2002). Según Mendenhall (1997), las tres medidas
de tendencia central más comunes son la media aritmética, la mediana y la moda. La
media representa el promedio de las mediciones; la mediana es el valor medio,
ubicado en la mitad del área bajo el histograma de frecuencia, mientras que la moda
es el valor con más repeticiones.
Medidas de dispersión: Son conocidas también como medidas de variación,
indican el grado en que los valores numéricos de un conjunto de datos tienden a
expandirse alrededor de un valor promedio. Las medidas de variación de los datos de
uso más común son el intervalo, la varianza y la desviación estándar.
Histogramas de frecuencias: Spiegel y Stephens (2002) lo definen como
representaciones gráficas de las distribuciones de frecuencias. Consisten en un
conjunto de rectángulos que tienen sus bases en el eje horizontal, sus centros son
marcas de clases y longitudes del tamaño del intervalo de clase y su longitud en la
vertical es proporcional a la frecuencia de clase.
Gráficos P-P y Q-Q: Son gráficos donde se busca valorar la desviación de la
normalidad. En los gráficos P-P se confrontan las proporciones acumuladas de una
56
variable con las de una distribución normal. Si la variable seleccionada coincide con
la distribución de prueba, los puntos se concentran en torno a una línea recta. Los
gráficos Q-Q se obtienen de modo análogo, esta vez representando los cuartiles de
distribución de la variable respecto a los cuartiles de la distribución teórica.
Diagrama de caja y bigotes: Es un gráfico que muestra un rectángulo (caja)
que indica el rango en que se concentra el 50% central de los datos, y los lados más
largos indican el recorrido intercuartílico; se encuentra dividido por un segmento
vertical que indica el posicionamiento de la mediana y por lo tanto su relación con el
primer y tercer cuartil. Este rectángulo se ubica a escala sobre un segmento que tiene
como extremos los valores mínimo y máximo de la variable. (Freund et al., 1992).
57
CAPÍTULO IV
58
4.1 ASPECTOS GENERALES
Entre el mes de julio y el mes de octubre de 2008, la empresa venezolana
Suelopetrol c.a., s.a.c.a, llevó a cabo el proyecto Campo Costanero Bolívar 2D
(CCB2D), realizando una adquisición de datos geofísicos en la ciudad de Cabimas del
estado Zulia. Este levantamiento incluyó nueve líneas sísmicas 2D y cuatrocientos un
(401) estaciones gravimétricas, distribuidas uniformemente en un área aproximada de
75 Km². Para la realización de este Trabajo Especial de Grado se cuenta con los datos
de dicho proyecto y registros de pozos que provienen de diversas fuentes, en su
mayoría de Trabajos Especiales de Grado antecesores.
Para realizar los modelos estructurales en dos dimensiones del subsuelo, fue
necesario agrupar una serie de actividades en cuatro etapas principales: adquisición,
procesamiento, validación e interpretación. La adquisición de datos sísmicos fue
efectuada en las principales vías de de la ciudad de Cabimas, lo cual le proporcionó a
las secciones sísmicas mucho ruido de tipo cultural. Se utilizaron vibradores como
fuente de energía. No se pudo emplear una fuente sísmica más potente, que mejorara
la relación señal ruido, ya que en las adyacencias existen construcciones y/o
viviendas que podrían ser afectadas con la liberación de dicha energía. La ciudad, sus
calles y vías de acceso también condicionaron el mallado de las estaciones
gravimétricas.
Las secciones sísmicas fueron procesadas por la empresa Suelopetrol con la
utilización del software Focus v.5.4, de la compañía Paradigm; luego fueron
validadas e interpretadas con el programa Petrel. Los datos de pozos y los datos
gravimétricos fueron validados estadísticamente con la utilización del software SPSS
V.17. Para el procesamiento, generación de mapas e interpretación de la gravimetría
se utilizó el software Oasis Montaj de Geosoft. Una vez procesada y recopilada toda
esta información, se modelaron los perfiles bidimensionales del subsuelo, con el
programa GM-SyS (Geosoft).
59
4.2 ADQUISICIÓN DE DATOS GRAVIMÉTRICOS
Los datos fueron adquiridos con un gravímetro marca Scintrex modelo CG-5.
Tiene una resolución de lectura de 1 micro Gal, cuenta con correcciones automáticas
de inclinación, temperatura, ruidos de muestreo y filtros de ruido sísmico.
Adicionalmente el gravímetro se programó para corregir automáticamente el efecto
de las mareas y la topografía local.
Figura 4.1. Gravímetro Scintrex modelo CG-5.
Antes de comenzar con el levantamiento, se realizaron dos pruebas para
garantizar el buen funcionamiento del instrumento: deriva diurna instrumental y
calibración vertical. Ambas dieron resultados satisfactorios, que validaron la
utilización del equipo.
Figura 4.2. Deriva del gravímetro CG-5 entre los días 15 y 17 de agosto de 2008.
60
El BM (Bench Marck) o punto de gravedad absoluta más cercano, se
encontraba en el aeropuerto de La Chinita a 15 kilómetros de la ciudad de Maracaibo,
aproximadamente a 50 kilómetros de Cabimas. Debido a la gran distancia, se decidió
levantar una estación base de segundo orden, dentro del campamento de la empresa;
para esto se realizaron varios circuitos entre bases. A continuación se presentan los
valores de gravedad en las estaciones bases:
Tabla 4.1.Estaciones bases utilizadas en el levantamiento gravimétrico. Sistema de proyección UTM
19 P, Datum WGS84.
Estación Base
BM: Aeropuerto La
Chinita, Edo. Zulia
Gravedad
Latitud (m)
Longitud (m)
Elevación (m)
201852,67
1168093,82
9
978174,98
238275,25
1142282,83
11,47
978175,54
(mGal)
CCB-01:
Campamento
La adquisición de datos gravimétricos se realizó entre el 23 de agosto y el 16
de septiembre de 2008. Se levantaron 40 circuitos, con un total de 401 estaciones
ordinarias. Los circuitos gravimétricos fueron del tipo “cerrado”, esto quiere decir
que el algoritmo empleado en campo fue el siguiente:
(a) Apertura de circuito: Se toma la lectura de gravedad relativa en la Base
CCB-01, al inicio de cada jornada de adquisición.
(b) Lectura de estaciones: Se toman las lecturas de gravedad en las
estaciones ordinarias.
(c) Cierre de circuito: Se toma la lectura de gravedad relativa en la Base
CCB-01, al finalizar la jornada de adquisición diaria.
Como parámetro de adquisición, el gravímetro se configuró para realizar un
ciclo de 5 lecturas por estación gravimétrica. Cada lectura fue el promedio de 60
muestras en un minuto, es decir que cada estación gravimétrica fue estimada por el
61
promedio de 5 lecturas consecutivas, que no se diferenciaran entre sí más de 0,01
mGal.
Para disminuir los errores de interpolación al momento de generar los mapas
de gravedad, se distribuyeron las estaciones uniformemente en el área, garantizando
así una buena cobertura. Las estaciones fueron separadas aproximadamente 450
metros entre sí; en la figura 4.3 se puede observar su distribución espacial.
Figura 4.3. Ubicación de las estaciones gravimetricas ordinarias.
Proyección UTM 19 P, Datum WGS 84.
62
4.3 VALIDACIÓN ESTADÍSTICA DE DATOS GRAVIMÉTRICOS
De la adquisición gravimétrica se obtuvieron cuatrocientos un datos (401), los
cuales fueron validados bajo los parámetros de la estadística descriptiva, aplicando
las medidas de tendencias centrales, dispersión y pruebas de normalidad. Todos los
cálculos se realizaron con el software SPSS versión 17.0.
En la figura 4.4 se observa el histograma de frecuencias calculado para los
datos de Anomalía de Bouguer, junto a la curva de distribución normal. El histograma
presenta un comportamiento unimodal con un rango de 7,18 mGal. La desviación
estándar es de 1,023 mGal, y entre la moda, mediana y media existe una variación
máxima de 0,03 mGal, corroborando así, la normalidad de los datos.
Figura 4.4. Histograma de frecuencia de la Anomalía de Bouguer,
con la totalidad de los datos gravimétricos
63
La figura 4.5 muestra los resultados del diagrama de caja y bigote. Se puede
apreciar como un grupo de veintiún (21) valores no entran dentro de la caja, sin
embargo, podemos notar que once (11) de ellos se ubican hacia los valores máximos
y diez (10) hacia los mínimos, respetando la normalidad de la población. Veintiún
valores fuera de la caja implican el 5,23 % de los datos, no representativos para la
estadística descriptiva al observar (Tabla 4.2) valores tan bajos de rango, desviación
estándar y valores cercanos de la media, mediana y moda.
Figura 4.5. Diagrama de caja y bigote para Anomalía de Bouguer, con la
totalidad de los datos gravimétricos
Los diagramas de cajas y bigotes son representaciones gráficas de una
distribución estadística unidimensional, en las que se reflejan cinco parámetros
principalmente: límite inferior, primer cuartil, mediana, tercer cuartil y límite
superior. Estos diagramas también dan una medida de la simetría de la distribución,
del sesgo y de la dispersión. En la figura 4.5 podemos observar como la línea
horizontal amarilla, que representa la mediana, se encuentra casi equidistante entre
los bigotes, o límite inferior y superior. Esta relación, entre la mediana y los bigotes,
representa la buena simetría de la distribución de datos. Si se observa el tamaño de la
caja en relación con el tamaño de los bigotes, se puede notar que la menor dispersión
64
de datos se encuentra en los valores representados entre el 25% y el 75% del rango de
la muestra, es decir entre el segundo y el tercer cuartil. De esta manera se evidencia la
buena dispersión de los valores de Anomalía de Bouguer.
Tabla 4.2.Valores de tendencia central de la Anomalía de Bouguer.
Muestras
401
Mínimo (mGal)
-22.05
Máximo (mGal)
-14.87
Media (mGal)
-18.29
Mediana (mGal)
-18,32
Moda (mGal)
-18,30
Desviación estándar (mGal)
1,02
Varianza (mGal²)
1,04
Percentil (mGal)
25%
-18,75
50%
-18,32
75%
-17,76
Las pruebas paramétricas P-P y Q-Q representan gráficamente cuanto se
asemeja la distribución de datos a una distribución normal. El eje de las abscisas del
gráfico P-P, representa la función de distribución o probabilidad acumulada
observada, mientras que el eje de las ordenadas representa la distribución acumulada
esperada o distribución normal. El gráfico Q –Q representa la relación entre la
distribución de los cuartiles de los valores observados, y los de una distribución
normal.
65
Figura 4.6. Prueba paramétrica P-P con la totalidad de los datos gravimétricos.
Figura 4.7. Prueba paramétrica Q-Q con la totalidad de los datos gravimétricos
En las pruebas paramétricas P-P y Q-Q de las figuras 4.6 y 4.7, se puede
observar como los datos tienden a orientarse a la recta de 45º. Esta tendencia no es
más que el reflejo de una relación lineal entre los valores observados y los valores de
una estimación normal, es decir que mientras más se acerquen los datos gravimétricos
a la recta de 45º, mayor será la similitud con una distribución normal.
66
Las características de la adquisición gravimétricas de este estudio son de alta
resolución, en un área relativamente pequeña y con bajos relieves. Adicionalmente,
para posicionar las estaciones gravimétricas se utilizó un G.P.S convencional que
podría arrastrar errores mayores de 10 metros, afectando los valores de Anomalía de
Bouguer hasta un 40 % del rango de los datos. Sin embargo, el posicionamiento de
las líneas sísmicas se realizó con GPS diferencial, alcanzando una exactitud de
milímetros.
El control de cotas para generar los mapas de Anomalías de Bouguer
adecuadamente es indispensable, para tal fin se desarrolló un control de calidad donde
se comparan las cotas de las líneas sísmicas (dato duro) con las cotas de las estaciones
gravimétricas. Utilizando el Software MATLAB versión R2007b, se desarrolló un
programa que cumple con el siguiente algoritmo:
(a) Ubica un punto de una línea sísmica.
(b) Busca dentro de un radio, definido por el usuario, las estaciones
gravimétricas existentes. La circunferencia de búsqueda está centrada en el
punto seleccionado de la sísmica, en el paso “A”.
(c) Resta el valor de cotas de las estaciones gravimétricas seleccionadas,
contra la cota del punto geográfico de la sísmica, guarda esos valores en
una matriz.
(d) Pasa al siguiente punto sísmico de la línea 2D y repite el procedimiento
hasta terminar con todas las líneas sísmicas del proyecto.
En la figura 4.8 y 4.9 se observa el histograma de frecuencia resultante de la
comparación de cotas entre las estaciones gravimétricas y las líneas sísmicas,
utilizado como control de calidad de datos. Es de notar que ambos histogramas
tienden a la distribución normal y el conjunto de valores se aproxima a cero. Este
control de calidad representa un promedio de error, en la dirección vertical, de 15
67
centímetros. Lo que se traduce en un error de 0,56% sobre el rango de los valores de
gravedad.
Muestras
Mínimo
(m)
Máximo
(m)
Media
(m)
500
-2,49
2.92
0.17
Desviación
estándar
0.77
(m)
Figura 4.8. Histograma de frecuencia, error de cotas entre líneas sísmicas y gravimetría.
Control de Calidad, Radio 50 m.
Muestras
Mínimo
(m)
Máximo
(m)
Media
(m)
64
-2,09
2.03
0.14
Desviación
estándar
0.65
(m)
Figura 4.9. Histograma de frecuencia, error de cotas entre líneas sísmicas y gravimetría.
Control de Calidad, Radio 10 m.
68
4.4 PROCESAMIENTO DE DATOS GRAVIMÉTRICOS
Las lecturas de gravedad observada fueron corregidas para obtener los valores
de anomalía de Bouguer. Las correcciones aplicadas fueron: mareas, deriva
instrumental, corrección por aire libre (alturas), corrección de Bouguer y corrección
topográfica (Apéndice 4). Para el manejo de datos se utilizó el software Excel 2003
de Microsoft.
Los datos gravimétricos fueron corregidos por aire libre, utilizando una cota
referencial de 0 m.s.n.m. El valor de densidad Bouguer fue establecido en 2,1 g/cm³,
acorde con la geología superficial de la zona e información de pozos, donde se
pueden observar intercalaciones de areniscas y lutitas, en su mayoría del Mioceno y
del Pleistoceno.
La corrección topográfica regional se realizó con el software Oasis Montaj
aplicando el módulo “Terrain Correction”. Para utilizarlo es necesario realizar dos
pasos principales, el primero es elaborar un mallado de corrección topográfica
regional (regional terrain correction grid) y el segundo es corregir la topografía con
dicho mallado.
Para construir el mallado de corrección topográfica regional, es necesario
suministrarle al programa un mallado de elevaciones locales y un mapa de
elevaciones regionales. En el mapa de elevaciones locales se utilizaron los datos de
altura de las estaciones gravimétricas. Mientras que para el mapa de elevaciones
regionales se utilizaron datos de cartografía digital por satélite (Una ventana de 22 x
22 Km.), provenientes del servidor de GEOSOFT: DAP. Una vez realizado el
mallado se procede a corregir la topografía, dando como resultado un valor de
corrección en miligales, por estación gravimétrica. Este valor es sumado en la base de
datos, para contribuir con la fórmula de Anomalía de Bouguer.
69
Figura 4.10. Mapa regional de elevación, para corregir el efecto de topografía en estaciones
gravimétricas. Imagen tomada del servidor DAP de Geosoft.
Figura 4.11. Mapa local de elevaciones, para corregir el efecto de topografía en estaciones
gravimétricas. Imagen tomada del servidor DAP de Geosoft.
El módulo opera acorde con los métodos descritos por Nagy en 1966 y Kane
en 1962. En el siguiente diagrama se muestra la técnica implementada por el software
Oasis Montaj para corregir el efecto de topografía en las estaciones gravimétricas.
70
Figura 4.12. Esquema del funcionamiento del módulo de Oasis Montaj,
para corregir efecto de topografía. Imagen tomada del Tutorial
“Montaj gravity & Terrain correction” de Geosoft.
El cálculo de la corrección topográfica está basado en un algoritmo que suma
los efectos gravitatorios de tres zonas en las que se muestrea el mapa. La zona 0
corresponde a los efectos locales, en una distancia de cero a una celda. La zona 1
representa los efectos intermedios y está compuesta desde la celda 1 hasta la celda 8.
La zona 2 está entre las celdas 8 y 16 y corresponde a los efectos lejanos.
Para calcular la corrección cercana, el mapa de elevación local es
remuestreado en una malla centrada en la estación gravimétrica. Esta zona es
representada por la sumatoria de efectos de cuatro secciones triangulares inclinadas
(figura 4.13).
71
Figura 4.13. Zona 0 “Triangulo Inclinado”: cálculo de corrección topográfica para zonas
cercanas. Tomado y modificado del Tutorial “Montaj gravity & Terrain correction”
de Geosoft
El efecto intermedio es representado para cada estación, por la aproximación
de prismas cuadrados del algoritmo Nagy (1966).
Figura 4.14. Zona 1 “Prisma Cuadrado”: cálculo de corrección topográfica para zonas intermedias.
Tomado y modificado del Tutorial “Montaj gravity & Terrain correction” de Geosoft
72
En las zonas lejanas el efecto topográfico es estimado por segmentos de
anillos aproximados con prismas cuadrados, descritos por Kane (1962).
Figura 4.15. Zona 2 “Anillo”: cálculo de corrección topográfica para zonas lejanas. Tomado y
modificado del Tutorial “Montaj gravity & Terrain correction” de Geosoft
4.5 GENERACIÓN DE MAPAS GRAVIMÉTRICOS
Los mapas gravimétricos se generaron con la utilización del software Oasis
Montaj, de la compañía Geosoft. En primer lugar se realizó el mapa de anomalías de
Bouguer. Luego se le aplicó continuación analítica del campo hacia arriba para
obtener una separación de anomalías regionales y luego poder calcular los efectos
residuales. Por último, se estimaron profundidades de fuente anómala con la
generación de mapa de deconvolución estándar de Euler.
73
4.5.1 ANOMALÍA DE BOUGUER
El cálculo de anomalías de Bouguer se realizó utilizando la fórmula
convencional:
ΔB= Go ± Cal – (± CB) + CT – Gteo
(mGal)
Basados en la geología superficial de la zona y los registros someros de
densidades de pozos se estableció 2,1 g/cm³ como densidad de corrección Bouguer.
La anomalía de Bouguer es el resultado de la sumatoria de dos fuentes gravimétricas:
una regional y una residual. Las anomalías regionales se caracterizan por tener su
espectro de amplitudes dominantes, en las bajas frecuencias; mientras que las
frecuencias altas son representativas de las anomalías residuales. Esto tiene una
relación directa con la profundidad de la fuente: mayor frecuencia, implica objetivos
estructurales más someros. Por esta razón, es común usar la separación regionalresidual como filtros, para realzar eventos geológicos de interés.
Todos los mapas generados con Oasis Montaj se interpolaron con el método
geoestadístico Kriging, el cual aplica un algoritmo de mínimos cuadrados utilizando
variogramas como funciones de ponderación. Todos los mapas están referenciados al
sistema de coordenadas UTM, con Datum WGS-84 19N.
4.5.2 SEPARACIÓN REGIONAL RESIDUAL
La separación regional–residual se realizó aplicando un filtro de continuación
analítica del campo hacia arriba, al mapa de AB. Previo a esto se realizaron pruebas
con ajustes polinómicos con resultados pocos satisfactorios, ya que la matriz de datos
era insuficiente, para generar polinomios con grados superiores el tercero. Con la
continuación analítica se realizaron pruebas a diferentes alturas, dando los mejores
74
resultados, de atenuación de residuales, entre las alturas de 500 y 1000 metros sobre
el nivel medio del mar.
El software Oasis Montaj cuenta con el módulo MAGMAP que permite
realizar una serie de filtros a los datos gravimétricos en el dominio del número de
onda. Para esto es necesario, en primer lugar, expandir el mallado de datos de tal
forma que quede una cuadrícula o rectángulo (opción “prepare grid”). Esto para
garantizar la disminución de errores, en la aplicación de la transformada de Fourier,
en los bordes del mapa de AB. Luego se debe aplicar la trasformada rápida de
Fourier. Una vez obtenido el mallado en el dominio del número de onda, se pueden
aplicar los diversos filtros. En este caso sólo se utilizó el filtro de continuación de
campo hacia arriba o “Upward continuation” a 500, 750 y 1000 metros. El software
automáticamente realiza la transformada inversa de Fourier y muestra los resultados
de AB filtrado.
El mapa filtrado de la continuación de campo representa las anomalías
regionales. Para obtener las anomalías residuales fue necesario restar los valores de
gravedad regional al mapa de AB. La resta se realizó con la opción del Oasis Montaj,
que permite manipular matemáticamente los mallados, de forma discreta.
4.6 ANÁLISIS ESPECTRAL
El objetivo del análisis espectral es poder estimar las profundidades promedio
de las fuentes gravimétricas. Para tal fin es necesario cambiar los datos de AB del
dominio espacial al dominio de número de onda. Al igual que en la aplicación de
filtros, el módulo MAGMAP de Oasis Montaj primero necesita extender el mallado
de datos para garantizar la buena aplicación de los algoritmos matemáticos en los
borde. Una vez preparado este mallado se procede a la aplicación de la transformada
75
rápida de Fourier, para obtener datos en el dominio número de onda. Por último se
calcula el espectro promediado radialmente.
Figura 4.16. Análisis espectral para los datos gravimétricos.
Las pendientes de las rectas tangentes al gráfico de espectro promediado
radialmente son proporcionales a las profundidades de las fuentes gravimétricas. En
la figura 4.16 se ilustra la presencia de cuatro rectas. La primera y con mayor
pendiente representa la fuente gravimétrica más profunda, y sucesivamente las demás
rectas representan las fuentes más someras. Los pequeños saltos o pequeñas
variaciones en la curva del espectro representan el ruido de la señal. Del análisis
espectral de los datos de Anomalía de Bouguer, se obtuvieron las siguientes
profundidades:
76
Tabla 4.3. Profundidades de posibles fuentes estimadas con el análisis
espectral de Anomalía de Bouguer.
RECTA
PROFUNDIDAD
(Evento)
(m)
D (Somero)
280
C (Intermedio I)
548
B (Intermedio II)
1190
A (Profundo)
1910
4.7 DECONVOLUCIÓN DE EULER
La deconvolución de Euler es un algoritmo matemático que está basado en la
ecuación de homogeneidad de Euler, donde se reconstruye la geometría de fuente del
campo gravimétrico, utilizando índices estructurales (Thompson, 1982).
Para calcular la deconvolución estándar de Euler se utilizó el módulo EULER
3D del software Oasis Montaj. Este programa permite calcular la deconvolución para
un mallado de datos, siguiendo el algoritmo que se presenta a continuación:
(a) Se debe crear un mallado de anomalía de Bouguer; el programa por
defecto interpola con el método de mínima curvatura.
(b) Luego se calculan las derivadas direccionales del mallado de AB.
(c) El siguiente paso es calcular la deconvolución de Euler, para eso fue
necesario definir el índice estructural. En este caso se utilizó 0,5
correspondiente a estructuras tipo graben-horst, descrita por los mapas
estructurales de González (2006).
77
Figura 4.17. Mapa de Deconvolución Estándar de Euler, con contornos
del mapa de Anomalía de Bouguer superpuestos.
En el mapa de deconvolución de Euler (figura 4.17) se puede apreciar como
las fuentes gravimétricas más profundas se agrupan hacia el sur, mientras que las
fuentes someras se ubican en la zona norte. La profundidad máxima estimada por el
método es que 1600 metros. Entre 236000 y 238000 m de latitud se observa una
alineación de las fuentes gravitatorias en dirección NS que pareciera estar reflejando
el trazo de la falla Límite de Cabimas. Hacia el extremo este y oeste se observan
alineaciones mayores con orientación NO-SE cuyo rumbo es similar a la Falla
78
Principal de Cabimas. También se pueden identificar alineaciones de fuentes de
gravedad en la dirección SO-NE, que representan el sistema de fallas en esta
dirección presente en el área.
Los resultados obtenidos con deconvolución de Euler indican que la geometría
de la fuente gravimétrica está controlada principalmente por el sistema de fallas
dominantes del área en dirección SO-NE y NO-SE.
4.8 REGISTROS DE POZOS
La información de pozos se utilizó para identificar topes de formación,
determinar densidades y realizar la conversión tiempo profundidad de los reflectores
sísmicos. La identificación de topes de formaciones se realizó con los registros de
rayos gammas y con la recopilación de datos en trabajos previos. La Tabla 4.3 es una
síntesis del inventario de datos de topes, seleccionados para llevar a cabo esta
investigación:
Tabla 4.4. Inventario de pozos con información de topes.
TOPES DE
FORMACIÓN
Fm Lagunillas,
Miembro Ojeda
Fm Icotea
CANTIDAD DE
POZOS
Discontinuidad del Eoceno
Fm Misoa,
Topes de arenas B4
Fm Misoa,
Topes de arenas B6
Fm Misoa,
Topes de arenas C1
56
18
10
18
12
1
79
En total se utilizaron 59 pozos para la identificación de topes. El registro de
rayos gammas se utilizó para la comprobación de los topes geológicos y para darle
continuidad a la interpretación de reflectores sísmicos. En el siguiente gráfico se
puede observar la distribución de los pozos utilizados sobre el campo Cabimas.
Figura 4.18.Ubicación de los pozos con información de topes.
UTM, Datum WGS-84.
Las densidades por formación se establecieron utilizando los registros de
densidades de pozos “RHOB” y la estadística descriptiva, mediante la utilización del
software SPSS V.17. En esta etapa se definen los valores que serán utilizados para
ajustar el modelo gravimétrico 2D adecuadamente. Para cubrir con los objetivos de
este trabajo se discriminaron los siguientes paquetes geológicos (nombrados de más
somero a más profundo):
(a) Desde 0 m.s.n.m hasta el tope del Mioceno.
80
(b) Desde el tope del Mioceno hasta el tope del Oligoceno.
(c) Desde el tope del Oligoceno hasta la discontinuidad del Eoceno.
(d) Desde la discontinuidad del Eoceno, hasta finalizar el registro de pozo.
Por cada intervalo en el registro de densidad de pozo se extrae la población
que será sometida al análisis estadístico. Por ejemplo: el intervalo entre el tope del
Mioceno y el tope del Oligoceno, en el pozo “A”, se encuentra entre la profundidad
de 118 y 310 metros. En el registro de densidades del pozo “A”, se seleccionan todos
los valores comprendidos en dicho intervalo. Este algoritmo se repite para cada pozo
y cada paquete en estudio. Una vez clasificadas las muestras por intervalos, se
procede a realizar el estudio estadístico.
Para el intervalo que va desde 0 m.s.n.m hasta el tope del Mioceno, se utilizó
la información de tres pozos, con un total de 5143 muestras de densidades.
Muestras
Mínimo
(g/cm³)
Máximo
(g/cm³)
Media
(g/cm³)
5143
1,72
2,38
2,19
Desviación
estándar
0.08
(g/cm³)
(g/cm³)
Figura 4.19. Histograma de frecuencia para la determinación de densidades, utilizando registros de
pozos. Intervalo comprendido desde la superficie hasta el tope del Mioceno.
81
El histograma de frecuencias del intervalo “Superficie-Mioceno” muestra un
comportamiento unimodal de la población, con tendencia a la distribución normal. Se
obtuvo una media de 2,19 g/cm³ con una desviación estándar de 0,085 g/cm³, lo que
indica buena distribución de los datos.
Para el intervalo que va desde el tope del Mioceno hasta el tope del
Oligoceno, se utilizó la información de cuatro pozos, con un total de 4897 muestras
de densidades.
Muestras
Mínimo
(g/cm³)
Máximo
(g/cm³)
Media
(g/cm³)
4897
1,60
2,53
2,08
Desviación
estándar
0,14
(g/cm³)
(g/cm³)
Figura 4.20. Histograma de frecuencia para la determinación de densidades, utilizando registros de
pozos. Intervalo comprendido por las formaciones geológicas del Mioceno.
El histograma de frecuencias del intervalo “Mioceno”, a grandes rasgos
muestra un comportamiento unimodal, con tendencia a la distribución normal. Se
puede observar un conjunto de valores inferior a 2 g/cm³, que pudiesen sugerir una
distribución bimodal; sin embargo, este comportamiento puede ser reflejo de las
82
litologías en las formaciones de estudio, es decir, intercalaciones de areniscas y
lutitas. Se obtuvo una media de 2,08 g/cm³, una mediana de 2,11 g/cm³ y una
desviación estándar de 0,14 g/cm³, lo que refleja buena distribución de los datos.
El intervalo geológico que representa el periodo del Oligoceno está
representado por la Formación Icotea. La densidad de esta formación se identificó
utilizando la información de cuatro pozos, con un total de 156 muestras.
Muestras
Mínimo
(g/cm³)
Máximo
(g/cm³)
Media
(g/cm³)
156
1,60
2,45
2,17
Desviación
estándar
0,12
(g/cm³)
(g/cm³)
Figura 4.21. Histograma de frecuencia para la determinación de densidades, utilizando registros de
pozos. Intervalo comprendido por las formaciones geológicas del Oligoceno.
El análisis estadístico de las densidades del Oligoceno muestra un histograma
de frecuencias con una desviación estándar de 0,12 g/cm³ y con una media aritmética
de 2,17 g/cm³. La distribución de la población muestra un sesgo hacia los datos de
mayor valor, sin embargo prevalece la tendencia a la distribución normal.
83
El último intervalo estudiado va desde la discontinuidad del Eoceno hasta
finalizar el registro. Los datos de densidades más profundos alcanzan los
2300 metros, es decir hasta la unidad C1 de la Formación Misoa. Para realizar el
análisis estadístico se utilizó la información de cuatro pozos, con un total de 15316
muestras.
El Eoceno muestra un histograma de frecuencias unimodal, con una
distribución normal sesgada hacia los valores superiores. La media es de 2,39 g/cm³
con una desviación estándar de 0,06 g/cm³ y una mediana de 2,41 g/cm³, validando
así la buena distribución de los datos.
Muestras
Mínimo
(g/cm³)
Máximo
(g/cm³)
Media
(g/cm³)
15316
2,15
2,58
2,39
Desviación
estándar
0,06
(g/cm³)
(g/cm³)
Figura 4.22. Histograma de frecuencia para la determinación de densidades utilizando registros de
pozos. Intervalo comprendido por el Eoceno.
84
Los datos de densidades para cada intervalo geológico que fueron utilizados
en el modelo gravimétrico, se resumen en la Tabla 4.5:
Tabla 4.5. Densidades calculadas con registros de pozos para el Campo Cabimas.
Intervalos
Formaciones
Densidad
geológicos
Geológicas
Promedio (g/cm³)
Pleistoceno
El Milagro
2,19
La Puerta
Mioceno
Lagunillas
2,10
La Rosa
Oligoceno
Icotea
2,17
Eoceno
Misoa
2,39
4.9 ADQUISICIÓN DE DATOS SÍSMICOS
El proyecto Campo Costanero Bolívar 2D incluyó 9 líneas sísmicas
bidimensionales dentro de la ciudad de Cabimas. Siete de las líneas tienen una
orientación seudoparalela aproximadamente N 60º E, mientras que las otras son
perpendiculares a ellas. Por ser una adquisición en ciudad, las secciones sísmicas
fueron grabadas en horario nocturno desde 9 p.m. hasta 7 a.m., esto para disminuir el
ruido vehicular, industrial y peatonal de la zona. Únicamente en las afueras de ciudad
se realizó grabación diurna, donde no había tráfico, ni muchos residentes. En total se
grabaron 47,680 km de líneas sísmica, con un aproximado de 50 estaciones
receptoras por kilómetro.
85
Figura 4.23. Ubicación de las líneas sísmicas 2D adquiridas en el Campo Cabimas.
4.9.1 FUENTE SÍSMICA
La fuente utilizada para la adquisición de datos sísmicos fue el barrido con
vibradores marca Mertz, ya que seria totalmente inadecuado colocar explosivos en la
ciudad.
Figura. 4.24. Camión vibrador utilizado como fuente en la adquisición sísmica 2D.
86
La empresa cuenta con cinco vibradores con un peso de 46000 lbs cada uno,
acondicionados
con
tecnología
SERCEL,
capaces
de
generar
diferentes
combinaciones de barridos y anchos de bandas. Por otro lado, el equipo de recepción
utilizado en la grabación de datos sísmicos también es de tecnología SERCEL
(Apéndice 4).
Para utilizar un arreglo de dos o más vibradores es necesario que todos estén
perfectamente sincronizados, es decir que no exista ningún desfase entre la señal que
emiten. Un desfase podría causar mayor ruido en los registros o, en el peor de los
casos, podría generar un efecto destructivo en la onda emitida. Es por eso que antes
de comenzar a grabar, se realiza una prueba de “similaridad” como control de calidad
de la fuente sísmica.
La prueba de similaridad consiste en colocar los cinco vibradores conectados
entre sí, por medio de cajas digitalizadoras (FDU) y las cajas emisoras de señales
(DSD). Desde el camión de registro se emite una señal piloto (función arbitraria), y se
compara con las señales recibidas entre los dos acelerómetros que tienen los
vibradores. Un acelerómetro se encuentra en la masa reactiva y en otro en la plancha.
Si las condiciones instrumentales son perfectas, entonces estas tres señales son
iguales. En la figura 4.25 se esquematiza como se configuran los vibradores para una
prueba de similaridad.
87
Figura 4.25. Configuración de vibros para prueba de similaridad por cable. Imagen suministrada por el
Departamento de Sismología de Suelopetrol.
Una vez realizadas las pruebas de similaridad, el encargado de hacer control de
calidad decide cual vibrador se debe utilizar para adquirir y cual se debe mandar a
calibrar. A continuación se presenta una prueba de similaridad realizada en la
adquisición sísmica 2; nótese el efecto por el mal estado del vibrador V4 y el desfase
del vibrador V2, para ese día.
Figura 4.26. Ground force del vibro 02 (canal 5) no está en fase respecto al 01, 03 y 05. Imagen
suministrada por el Departamento de Sismología de Suelopetrol.
88
4.9.2 GEOMETRÍA DE ADQUISICIÓN
Como la mayoría de las adquisiciones sísmicas de reflexión, los tendidos
comenzaron a grabarse tipo “Roll on”, luego “split spread” y finaliza con un “roll
off”. La cantidad de canales abiertos fue de 256.
Figura 4.27. Líneas receptoras, tendido simétrico.
El plantado de geófonos se realizó bajo la siguiente configuración:
Figura 4.28. Patrón de colocación de geófonos, bajo condiciones normales.
Dado que el levantamiento fue en ciudad, las condiciones para colocar los
geófonos no fue constante, así que se aplicó un patrón opcional para diversas
situaciones. Los parámetros geométricos para vibrar se ilustran en la figura 4.30.
89
Figura 4.29. Patrón opcional en la colocación de geófonos.
Figura 4.30. Patrón para colocar los vibradores en la adquisición, bajo condiciones normales.
Al igual que en las receptoras, se diseñó una geometría opcional para la
colocación de los vibradores, la cual se muestra en la figura 4.31.
Figura 4.31. Patrón opcional para colocar los vibradores en la adquisición.
90
4.9.3 PARÁMETROS DE ADQUISICIÓN
Distancia entre receptoras: 20 m
Distancia entre fuentes: 20 m
Intervalo de muestreo: 2 ms
Longitud de grabación: 6 s
Filtros anti Alias: 0.8 Nyquist, fase mínima.
Ganancia pre amplificador: 12 db
Tamaño de bin: 10x2 m
Offset mínimo: 10 m
Offset máximo: 2560
Cobertura Máxima: 128
4.10 PROCESAMIENTO SÍSMICO
El procesamiento sísmico fue realizado por la empresa Suelopetrol con la
utilización de estaciones de trabajo y el software FOCUS v 5.4 de Paradigm. A
continuación se enuncia la secuencia de procesamiento empleada en este proyecto
(extracto del encabezado de los archivos SEG-Y):
(a) Lectura de datos
(b) Edición de trazas anómalas
(c) Aplicación de geometría.
(d) Cálculo de estáticas de refracción
(e) Corrección de amplitudes por divergencia esférica
(f) Filtro Notch
(g) Deconvolución predictiva consistente con superficie
(h) Filtro pasabanda trapezoidal.
(i) Ordenamiento por CDP
(j) Análisis de velocidad
(k) Aplicación de NMO y mute
91
(l) Apilado bruto con estáticas de refracción
(m) Post Proceso.
El mayor problema encontrado para el procesamiento sísmico fue el alto nivel
de ruido y la baja relación señal – ruido. Posteriormente, y como parte de este Trabajo
Especial de Grado, se realizó en el Laboratorio de Geofísica de la UCV, un
postproceso con la intención de mejorar la información sísmica. La migración creaba
en las secciones un efecto destructivo, ya que los focos o puntos de migración salían
del área en estudio. Esto se debe al reducido tamaño de las líneas sísmicas 2D. El
resultado del post-proceso en el Laboratorio de Interpretación del Subsuelo en la
UCV, no fue satisfactorio y el post-proceso se limitó sólo a artificios de visualización,
como aplicación de ganancias y utilización de filtros en ciertas ocasiones.
4.11 INTERPRETACIÓN SÍSMICA
La interpretación de las secciones sísmicas se realizó con el Software Petrel
de Schlumberger, proporcionado por la empresa Suelopetrol. La utilización de
información de pozos fue vital para la interpretación, ya que las secciones sísmicas
son de muy baja calidad. Trabajos especiales de grado como los de González (2006) y
Julio (2005) brindaron información de pozos donde se identificaron topes, espesores
y en algunos casos estilos estructurales de interés.
El primer paso en el proceso de interpretación consiste en cargar las líneas
sísmicas con todos los parámetros geométricos. Una vez cargado el proyecto se
procede a realizar un control de calidad, donde se identificaron posibles errores de
carga o “engaños sísmicos” (mistake). Los engaños sísmicos o “mistake” no son más
que un desfase en tiempo entre las secciones, donde los reflectores parecieran no
tener continuidad. Las intersecciones entre líneas ponen en máxima evidencia los
“engaños sísmicos”.
92
En la siguiente figura se puede observar como los reflectores de la imagen
“A” no se encuentran alineados en las intersecciones de las líneas sísmicas;.mientras
que la imagen “B” muestra el resultado del ajuste en tiempo para corregir el efecto de
“mistake” sísmico. Se puede observar en el recuadro rojo la coincidencia entre
reflectores.
Figura 4.32. Corrección de “engaños sísmicos” (mistakes). (a) Intersecciones entre líneas sísmicas sin
corrección. (b) Intersecciones sísmicas corregidas por “engaños sísmicos” (mistake).
De las nueve líneas sísmicas del proyecto CCB2D se cargaron las cuatro más
resolutivas y cuyas posiciones coincidieran con los objetivos de este trabajo. El
siguiente paso fue la carga de datos de pozos.
93
Figura 4.33. Líneas sísmicas y pozos cargados para la interpretación.
Entre los datos de pozos que fueron cargados se pudieron obtener cuatro
curvas “TZ” o curvas de relación Tiempo-Profundidad. Para calibrar la sección
sísmica con respecto a los registros de pozos fue necesario seleccionar una de las
cuatro curvas. El criterio para dicha selección se basó en el análisis de dispersión y la
continuidad de curva.
94
0
1000
Profundidad (pies)
2000
3000
A
4000
B
C
5000
D
6000
7000
8000
9000
0
200
400
600
800
1000
1200
1400
1600
Tiempo doble de viaje (ms)
Figura 4.34. Curvas TZ disponibles en el área de estudio.
Las cuatro curvas presentan pendientes similares e igual comportamiento, la
principal diferencia deriva de los intervalos de muestreo y la profundidad de registros.
Tomando en cuenta estos factores se decidió trabajar con la TZ “A” que fue
muestreada desde 70 hasta 7560 pies bajo el nivel del mar.
0
Profundidad (pies)
1000
2000
3000
4000
A
5000
6000
7000
8000
0
200
400
600
800
1000
1200
1400
1600
Tiempo doble de viaje (ms)
Figura 4.35.Curva de relación TZ utilizada para la interpretación sísmica.
95
Una vez cargado todo el proyecto se procede a identificar los reflectores
sísmicos, paquetes geológicos y sistemas de fallas de interés. Debido a la baja calidad
de las secciones sísmicas fue indispensable la utilización de información de topes
geológicos.
Figura 4.36. Utilización de datos de pozos para la interpretación sísmica. La imagen superior muestra
la ubicación de los topes geológicos sobre la discontinuidad del Eoceno. La imagen inferior muestra,
además, el reflector seleccionado como discontinuidad del Eoceno.
96
La identificación de formaciones geológicas se realizó con la utilización de la
columna estratigráfica que propone Julio (2005) en el pozo 329. Esta columna se
construyó a partir de la clasificación de icnofósiles, registros del pozo, correlaciones
y recuperación de muestras. Para este trabajo fue indispensable determinar la
respuesta sísmica del pozo, para ello se elaboró un sismograma sintético, con la
utilización del registro de velocidad y de densidad. La serie de reflectividad se
convolucionó con una ondícula Ricker de 40 Hz y fase cero.
Figura 4.37. Registros del pozo R-329. De izquierda a derecha: Registro de velocidad, registros de
densidad, impedancia acústica, coeficiente de reflectividad y sismograma sintético. Los topes
geológicos fueron extraídos de la columna estratigráfica propuesta por Julio (2005).
97
Figura 4.38. Calibración del pozo R-329 con la sección sísmica L02 y la columna estratigráfica.
Debido al alto nivel de ruido de las secciones sísmicas sólo fue posible
identificar dos horizontes de interés: la discontinuidad del Eoceno y el tope de la
Formación La Puerta, ambas superficies discordantes. Las secciones sísmicas pierden
resolución a profundidades mayores de 1 ms.
El área de estudio se caracteriza por ser un monoclinal con buzamiento hacia
el sur oeste, que está siendo afectado por dos sistemas de fallas mayores a saber, la
Falla Principal de Cabimas y la Falla Límite de Cabimas, con orientación preferencial
norte sur y norte/noreste–sur/suroeste, respectivamente. Se presume que estas fallas
son continuaciones de los sistemas de fallas de Icotea al oeste y de Pueblo Viejo al
este.
98
La Falla Principal de Cabimas divide el área en dos bloques, el bloque este se
encuentra deprimido respecto al bloque oeste. Mientras que en la Falla Límite de
Cabimas el bloque oeste se encuentra deprimido respecto al este.
Si se observa la ubicación del sistema de fallas de Cabimas que propone
González (2006) respecto a las líneas sísmicas 2D, se puede notar como la línea
sísmica L03 tiene una dirección seudo paralela a la Falla Principal de Cabimas,
mientras que las líneas L02, L06 y L10, cortan perpendicularmente a la Falla
Principal de Cabimas y a la Falla Límite de Cabimas.
Figura 4.39. Sistema de fallas de Cabimas propuesto por González (2006), para la discontinuidad del
Eoceno, con la ubicación de las líneas sísmicas 2D.
Luego de identificar los reflectores de interés se procedió a definir el sistema
de fallas mayores, encontrándose una falla adicional entre la Falla Principal de
Cabimas y la Falla Límite, aparentemente no cartografiada por González (2006) ni
por Julio (2005).
99
Figura 4.40. Sistema de fallas de Cabimas propuesto por González (2006), para la discontinuidad del
Eoceno, con interpretación de fallas mayores en la línea sísmica L02.
Para confirmar la existencia de dicha falla y mejorar la visualización, se
decidió cargar dos secciones sísmicas adicionales. El resultado de la interpretación
sísmica para el sistema de fallas mayores de Cabimas se puede observar en el mapa
de la figura 4.41.
Figura 4.41. Fallas de Cabimas interpretadas con seis líneas sísmicas 2D.
100
4.12 INTEGRACIÓN DE DATOS GEOFÍSICOS
La interpretación integrada se realizó con el módulo de modelado
gravimétrico GM-SYS, del software Oasis Montaj. Este módulo permite visualizar
las secciones sísmicas y los datos de pozos mientras se modelan las estructuras del
subsuelo. Para disminuir las posibles soluciones geológicas se transformaron los
horizontes sísmicos interpretados de tiempo a profundidad. Esta transformación se
realizó con una función matemática, aproximada con interpolación lineal a las curvas
TZ presentes en el área. El algoritmo de transformación se programó con el software
Matlab V 7.5. (Apéndice 3).
Se definieron cuatro perfiles gravimétricos tomando en cuenta la ubicación de
las líneas sísmicas y la información de pozos (Figura 4.42).
Figura 4.42. Secciones geológicas propuestas sobre el mapa de Anomalía de Bouguer, líneas sísmicas
y datos de pozos.
101
Una vez definidos los cuatro perfiles geológicos se procede a cargar los datos
en el módulo GM-SYS del software Oasis Montaj. La información cargada para la
integración geofísica, se puede resumir de la siguiente forma.
Tabla 4.6. Generalidades de las secciones geológicas.
Sección Geológica
A – A’
B – B’
C – C’
D – D’
Distancia Total (m)
15600
9225
8000
7500
Rumbo
N 24º W
N 65º E
N 65º E
N 65º E
Líneas sísmicas
L03
L02
L06
L10
5
5
4
2
Pozos con
información de topes
geológicos
El software Oasis Montaj permite visualizar en tiempo real cualquier posición,
sobre varios mapas y sobre el perfil geológico que se esté modelando; de esta manera
se puede obtener un gran control simultáneo sobre la geología en superficie, los
mapas isópacos, mapas estructurales, ubicación de pozos y las diferentes estructuras
de interés.
Con una visualización simultánea y precisa se puede realizar una mejor
interpretación integrada de los diferentes datos geofísicos. En la figura 4.49 se puede
observar como se llevó a cabo el modelado gravimétrico, junto a la sección sísmica y
los datos de pozos; nótese la sincronía del cursor (punto negro) entre los diferentes
mapas y el modelo propuesto.
102
Figura 4.43. Utilización del software Oasis Montaj, para la interpretación integrada y modelado
gravimétrico.
103
CAPÍTULO V
104
5.1 INTERPRETACIÓN GEOFÍSICA INTEGRADA
Para realizar los modelos estructurales bidimensionales fue necesario integrar
los resultados obtenidos por los diferentes métodos. Este capítulo presenta dichos
resultados en cada una de las etapas de la investigación. Se analizan de manera
detallada el mapa de Anomalías de Bouguer para densidad 2,1 g/cm³, las líneas
sísmicas y la información de pozos que permitieron seleccionar los cuatro perfiles de
interés. Adicionalmente se presentan los mapas de anomalías regionales, anomalías
residuales y los resultados obtenidos sobre profundidades de fuentes gravimétricas.
El mapa de Anomalías de Bouguer que se muestra en la figura 5.1 se
caracteriza por lo siguiente:
1. Los contornos de la zona norte y la zona sur tienen una orientación
preferencial E-O, mientras que en la zona media del mapa, los contornos
presentan orientaciónes de N a NO en la zona este y N-S hacia el este.
2. Los valores de anomalía disminuyen hacia el sur y hacia el oeste,
evidenciando el buzamiento de la estructura mayor de Cabimas, que fue
descrita por Julio (2005) como un monoclinal con buzamiento S-O.
3.
Las anomalías de Bouguer varían entre -21,01 y -14,63 mGal.
4. El mayor gradiente gravimétrico se ubica al noreste del mapa con un valor de
2,29 mGal/km, mientras que el menor gradiente se encuentra en la zona norte
central con un valor de 0,21 mGal/km.
5. Los valores máximos de anomalía Bouguer se encuentran en el extremo este
del mapa, entre -16 y -14,6 mGal. Esta zona se caracteriza por el afloramiento
105
de las formaciones del Eoceno en superficie. Los mínimos gravimétricos se
encuentran en el extremo sur del mapa con valores inferiores a los -20 mGal.
6. Según la tendencia general de los valores gravimétricos el mapa de Anomalías
de Bouguer se puede dividir en tres zonas: (a) la zona este, que está
conformada por los máximos de gravedad, es decir, contornos entre -18 y -14
mGal. (b) la zona central, donde se ubican los valores medios de anomalía de
Bouguer entre -19 y -17,5 mGal y (c) la zona sur, caracterizada por los valores
mínimos, de -18 a -21 mGal.
7. Los contornos que separan la zona este de la zona central del mapa, tienen una
orientación
preferencial
N-S
y
presentan
los
mayores
gradientes
gravimétricos. Estos rumbos y gradientes tienen gran aproximación espacial
con el trazo de la Falla Límite de Cabimas. Mientras que la Falla Principal de
Cabimas posiblemente se podría ver representada por los contornos con
orientación N 30º E, que separan la zona central y zona sur al oeste del mapa.
8. Al norte de la zona central se puede observa un mínimo relativo de gravedad,
enmarcado por altos gradientes hacia el norte y al oeste. Es posible que se
trate de la estructura tipo graben que proponen Julio (2005) y González (2006)
para esta ubicación.
9. Las distorsiones que se observan en la zona central del mapa, podrían ser
evidencia del sistema de fallas con dirección N-E, que atraviesa
perpendicularmente la Falla Límite y la Falla Principal de Cabimas.
106
g/cm³
Figura 5.1 Mapa de Anomalías de Bouguer para densidad de 2,1 g/cm³. Cabimas Edo Zulia
El mapa de Anomalías Gravimétricas Regionales fue calculado a partir de la
continuación analítica hacia arriba. Se realizaron pruebas a diferentes alturas, dando
los mejores resultados a 750 metros sobre el nivel del mar. Las anomalías regionales
representan fuentes gravimétricas con grandes longitudes de ondas, que podría
interpretarse como una aproximación a la superficie de la fuente profunda.
107
En la figura 5.2 se puede apreciar el mapa de Anomalías gravimétricas
Regionales con orientación de contarnos E-O en la zona norte y sur, mientras que en
la zona central los contornos se orientan NO-SE. La superficie buza en dirección suroeste. Los valores de gravedad varían entre -20,9 y -15,6 mGal, expresando máximos
en la zona norte-este y los mínimos hacia el extremo sur. Los mayores gradientes se
encuentran al este del mapa con una variación de 0,60 mGal/km, en contraste con los
menores gradientes que se encuentran en la zona norte central del mapa con
variaciones de 0,20 mGal/km.
Figura 5.2 Mapa de separación gravimétrica regional con continuación analítica hacia arriba a 750
m.s.n.m.
108
En la zona central del mapa de Anomalías Gravimétricas Regionales se
presenta un par de estructuras peculiares: una estructura tipo valle (deprimida)
seguida por una estructura tipo fila (levantada), ambas con orientación de charnela
N30ºE. Estas orientaciones parecieran tener el mismo rumbo que la charnela del
sinclinal de Matumba, que está cartografiado a 5 km del extremo norte del mapa; 5
km al sur fue cartografiado un anticlinal con el mismo rumbo, identificado como
anticlinal de La Rosa. Es posible que estas estructuras tipo valle-fila sean evidencia
de un sistema plegado claramente evidenciado por el sinclinal al norte y el anticlinal
al sur.
El mapa de Anomalías Gravimétricas Residuales (figura 5.3) fue construido
como la diferencia entre el mapa de Anomalías de Bouguer y el mapa de Anomalías
Gravimétricas Regionales.
En términos generales los contornos del mapa de Anomalías Gravimétricas
Residuales tienden a orientarse hacia el noreste. El rango de los valores va desde
-0,96 a 1,60 mGal. Los máximos gravimétricos se encuentran en la zona este central,
coincidiendo con el área donde aflora el Eoceno. Se pueden observar dos mínimos
gravimétricos: uno de magnitud -0,6 mGal hacia la zona norte central y otro de
magnitud -0.96 mGal hacia el extremo sureste. Existen dos alineaciones anómalas
con valores superiores a 0 mGal, en dirección NO-SE y N-S. Estas alineaciones
podrían estar evidenciando la presencia de la Falla Principal de Cabimas al oeste, y la
Falla Límite de Cabimas al este. Nótese el mínimo gravimétrico que se encuentra
enmarcado entre estas alineaciones en la parte norte del mapa; posiblemente se trate
del sistema tipo graben descrito por algunos autores que anteceden este trabajo.
109
Figura 5.3 Mapa de anomalías gravimétricas residuales a partir de la continuación analítica a 750
m.s.n.m.
El análisis estructural de las secciones sísmicas y la información de
marcadores geológicos provenientes de los datos de pozos, permitieron definir las
estructuras presentes en el subsuelo. Es importante resaltar que la resolución sísmica
de las secciones 2D es relativamente clara hasta el primer segundo (aproximadamente
1100 m), luego de ese punto es casi imposible darle continuidad horizontal al
110
reflector. Adicionalmente los datos de pozos más profundos no superan la Formación
Misoa, esto quiere decir que el buen control estructural se mantiene hasta los
primeros 1000 m.
Figura 5.4 Ubicación de líneas sísmicas 2D.
La interpretación sísmica se llevó a cabo persiguiendo los objetivos de esta
investigación. Para ello se definieron los paquetes geológicos representativos por
edades. El primer marcador resaltante se ve representado por la discontinuidad del
Eoceno; este fuerte reflector constituye una superficie erosionada que pone en
contacto discordante las formaciones del Eoceno Superior con las formaciones más
111
recientes. En Cabimas el Oligoceno está representado por la Formación Icotea, muy
difícil de interpretar en las secciones sísmicas, ya que presenta espesores variables de
0 a 30 metros, poco resoluble en la sísmica. El siguiente reflector de interés es el tope
del Mioceno representado por la Formación La Puerta; ste horizonte se encuentra
discordante bajo la Formación El Milagro del Pleistoceno, ya que según la columna
estratigráfica de la zona el Plioceno fue erosionado.
Figura 5.5 Interpretación de la línea sísmica L02. La imagen (a) representa la sección sísmica sin
interpretar y (b) la sección sísmica interpretada
Los horizontes interpretados corresponden a la siguiente nomenclatura:
112
Figura 5.6. Interpretación de la línea sísmica L06. La imagen (a) representa la sección sísmica sin
interpretar y (b) la sección sísmica interpretada
Las tres líneas sísmicas 2D con orientación paralela NE-SO: L02, L06 y L10,
reflejan la expresión de la Falla Principal de Cabimas y de la Falla Límite de Cabimas
con altos buzamientos. Los trazos de estas fallas parecieran unirse hacia la parte sur
del levantamiento, sin embargo no se puede asegurar la convergencia de estos planos
en profundidad. La sección sísmica L02, aunque es más extensa y menos ruidosa,
parece tener mayor complejidad estructural que las secciones L06 y L10. Una falla
con características similares a las fallas mayores de Cabimas aparece entre la Falla
Principal y la Falla Límite. En términos generales los saltos de fallas son mayores al
norte de la zona de adquisición, lo cual se puede evidenciar con el salto aproximado
de 40 metros que da la Falla Principal de Cabimas en L02, y como esta distancia va
disminuyendo hacia L10. Los paquetes geológicos calibrados con pozos tienen
buzamiento hacia el suroeste. En la sección L02 se puede observar como estos
paquetes están intensamente fallados y aparentemente existe un movimiento relativo
entre los bloques.
113
Figura 5.7 Interpretación de la línea sísmica L10. La imagen (a) representa la sección sísmica sin
interpretar y (b) la sección sísmica interpretada.
Los tres registros sísmicos paralelos tienen una característica en común en
cuanto al análisis de señales. Se puede observa un blanqueo con grandes difracciones
de aproximadamente 800 m en escala horizontal, que se repite consecuentemente en
cada sección en una ubicación constante. Este blanqueo se posiciona muy cerca de la
Falla Límite de Cabimas. Cuando un registro sísmico se comporta de esta manera, y
el origen es de índole geológico, se presume la presencia de estructuras complejas
con alto grado de fractura.
114
La sección sísmica L03 atraviesa perpendicularmente las demás líneas,
manteniéndose paralela a la Falla Principal de Cabimas y en sentido del rumbo de la
estructura geológica. L03 se caracteriza por ser una sección sumamente ruidosa y
fallada. El plano de la Falla Principal de Cabimas corta con el plano de la sección
sísmica dándole complejidad a la interpretación. Los estratos geológicos tienen una
geometría tipo anticlinal con buzamiento suave hacia el norte y hacia el sur. En la
zona central de la sección se puede apreciar un alto estructural limitado por dos fallas.
Los reflectores que están por encima del tope del Mioceno tienden a acuñarse hacia
este alto estructural. El paquete geológico correspondiente a las formaciones de
Mioceno disminuye espesores hacia el sur de L03.
Figura 5.8. Interpretación de la línea sísmica L03.
115
5.2 MODELADO GRAVIMÉTRICO-ESTRUCTURAL
Tomando en cuenta los resultados obtenidos con el mapa de Anomalías de
Bouguer y las líneas sísmicas 2D, se seleccionaron los perfiles A-A’ B-B’, C-C’ y DD’. El perfil A-A’ tiene una orientación de N24ºO con 15,6 km de extensión y es
paralelo a la línea sísmica L03. Los perfiles B-B’, C-C’ y D-D’ son paralelos entre sí
con orientación de N65ºE y extensión de 9.2 km, 8 km y 7,5 km respectivamente. La
línea sísmica L02 es paralela a B-B’, L06 a C-C’ y L10
a D-D’
Figura 5.9. Ubicación de los perfiles seleccionados en el mapa de Anomalías de Bouguer para realizar
cuatro modelos gravimétrico-estructurales.
116
En el perfil A-A’ se observa un máximo de -16,09 mGal hacia el noroeste y
un mínimo de -20,18 mGal hacia el sureste. El comportamiento general de la curva de
Anomalía de Bouguer es decreciente hacia el sureste. En la parte NO se puede
observa un salto gravimétrico de 2,25 mGal, posiblemente reflejo de una falla de gran
extensión que genera un alto estructural. Las distorsiones en la curva de AB
evidencian el sistema de fallas presente en el área.
Figura 5.10. Respuesta de Anomalía de Bouguer para el perfil A-A’.
El perfil B-B’ tiene un comportamiento general donde el valor de la anomalía
de Bouguer disminuye hacia el suroeste, con un mínimo de -19,43 mGal y un
máximo de -16,18 mGal. Se puede observa una curva con pendiente similar que
aumenta hacia el NE en todo el perfil, sin embargo existe un mínimo relativo entre las
progresivas 4000 y 7000 metros, que sugieren un sistema de fallas donde el bloque
central se deprime. El mayor salto gravimétrico se encuentra a los 7000 m con un
valor de 1,4 mGal.
117
Figura 5.11. Respuesta de Anomalía de Bouguer para el perfil B-B’.
El perfil C-C’ muestra una curva con tendencia general muy parecida a B-B’ y
a D-D’. El valor mínimo de -19,59 mGal se encuentra al suroeste del perfil, mientras
que el valor máximo se encuentra al noreste con -16,02 mGal. Se puede observar una
curva suavizada con menos distorsiones de altas frecuencias. Es posible que se trate
de un perfil estructuralmente menos complejo que A-A’ y que B-B’. El mayor salto
gravimétrico se encuentra aproximadamente a los 1000 m y es de 0,69 mGal.
Figura 5.12. Respuesta de Anomalía de Bouguer para el perfil C-C’.
D-D’ es el perfil que se caracteriza por tener la curva de Anomalía de Bouguer
con mayor pendiente general, y con un máximo valor gravimétrico de -15 mGal. Un
mínino de -19,75 mGal se presenta en la zona SO del perfil. A los 6000 metros se
118
puede observa un salto gravimétrico de 1,26 mGal, expresando el contraste lateral de
densidades.
Figura 5.13. Respuesta de Anomalía de Bouguer para el perfil D-D’.
Basados en la respuesta gravimétrica de los perfiles antes expuestos, se
evidencia mayor complejidad estructural en la zona norte, con un sistema de fallas en
dirección NO-SE que expresa saltos de hasta 2 mGal. Los perfiles gravimétricos con
dirección SO-NE sugieren un sistema de bloques fallados con desplazamiento
relativo entre ellos. El perfil NO-SE muestra una estructura geológica muy compleja
con alto contenido residual.
Para llevar a cabo el modelado gravimétrico se utilizó el módulo GM-SYS del
software Oasis Montaj. La metodología empleada para construir dichos modelos se
basó en la disposición de bloques con variaciones de densidades y el amarre a
modelos propuestos anteriormente, comenzando desde lo macro a lo micro.
Al cargar el bloque regional (escala macro) de las diferentes capas que
constituyen la corteza terrestre se utilizó el modelo de Cuenca del Lago de
Maracaibo, calculado con refracciones profundas por Castejón et al. (1984), Castillo
(1986) y las revisiones que planteó Schmitz et al. (2003). Esta ventana regional se
extendió a lo largo de 300.000 km para disminuir los efectos de bordes en el cálculo.
119
La profundidad de Moho en la zona de estudio se ubica a 43 km, con una
densidad de manto de 3,3 g/cm³. El límite entre la corteza inferior y superior se
encuentra a unos 27,5 km, con densidades de 2,9 y 2,8 g/cm³ respectivamente. La
profundidad del basamento junto a su geometría fue definida a partir del mapa de
basamento pre-cretácico propuesto por Lugo (1991), que lo ubica aproximadamente a
4,8 km en Cabimas. A este bloque regional se le realizó una calibración más
focalizada al área de estudio, con los perfiles propuestos por Lugo (1991), Morales
(1997), Escalona (2005) y un dato de pozo profundo cercano a Cabimas.
El modelo estructural local se planteó en base a la geometría observada en las
secciones sísmicas 2D de este estudio. Los topes de las formaciones y densidades
fueron identificados por datos de pozos. Sin embargo, este control llega hasta una
profundidad máxima de 2,3 kilómetros. Por no contar con datos de densidades en
pozos profundos, se estableció la densidad del basamento, del Cretácico y del
Paleoceno en base a su litología característica.
Las densidades utilizadas en el modelado de los cuatro perfiles son las
siguientes: El basamento cristalino se estableció en 2,75 g/cm³. El Cretáceo
compuesto por el Grupo Cogollo, las calizas de Colon y Mito Juan se estableció en
2,65 g/cm³. La Formación Guasare del Paleoceno tiene densidad de 2,6 g/cm³. La
Formación Misoa del Eoceno se modeló con una densidad de 2,39 g/cm³. La
Formación Icotea del Oligoceno con 2,17 g/cm³. El paquete geológico
correspondiente al Mioceno, que engloba las formaciones La Rosa, Lagunillas y La
Puerta se definió con densidad de 2,10 g/cm³. Al Pleistoceno y el Holoceno recientes
se les asignó 2,19 g/cm³ y 2,11 g/cm³ respectivamente.
Luego de cargar los valores de densidad a cada bloque del modelo, se
especificaron los marcadores de los pozos y los reflectores sísmicos, con el objetivo
de definir las profundidades geológicas. Hasta este punto del modelado se tiene muy
buen control sobre las densidades, validadas estadísticamente con registros de pozos.
120
Se tiene, también, buen control sobre la geometría y espesores de las
formaciones que están por encima del Eoceno, mediante los registros sísmicos y los
marcadores de topes provenientes de pozos. Pero se desconoce la geometría del
basamento y como ésta afecta la respuesta gravimétrica
Figura 5.14. Respuesta de Anomalía de Bouguer para el modelo gravimétrico-estructural B-B’, bajo la
hipótesis de un basamento horizontal y constante.
La figura 5.14 representa un modelo inicial donde se han controlado con
información sísmica y datos de pozos las estructuras que rigen los primeros 2 km,
dejando un modelo hipotético de capa plana para el basamento.
Según los resultados obtenidos con el estudio de análisis espectral la fuente
gravimétrica más profunda está a 1,9 km. Esto quiere decir que aparentemente las
anomalías gravimétricas se comportan acorde con la estructura del Eoceno y
estructuras sedimentarias superiores. Sin embargo, si se observa la figura 5.12 es
necesario un buzamiento SO del basamento para conseguir el ajuste gravimétrico.
121
Considerando que las secciones sísmicas no aportan información sobre las
formaciones inferiores al Eoceno, estas capas se modelaron como estructuras planas
con cierto buzamiento hacia el suroeste y de espesor constante. Trabajos previos de
investigación en el área como los de Lugo (1991), Rojas (2000) y Escalona et al.
(2005), proponen un basamento cristalino con buzamiento suroeste muy fallado en
dirección NO y NS, con saltos de fallas de hasta 300 metros.
Según lo observado en la figura 5.14 el basamento responde a la orientación
regional de la curva de AB en los perfiles. Los cambios internos en la curva
representan variaciones geométricas dentro de la secuencia sedimentaria.
Los modelos gravimétrico-estructurales fueron representados por ocho
unidades geológicas definidas por edades, que cumplen con las características de la
tabla 5.1.
122
Tabla 5.1 Descripción de las unidades geológicas utilizadas para el modelado gravimétrico.
Espesor
Identificador
Unidad
Densidad
de color
Geológica
(g/cm³)
Holoceno
2,11
0 – 0,04
Pleistoceno
2,19
0,1 - 0,2
Promedio
(km)
Formaciones
Geológicas
-Sedimentos
Recientes
- El Milagro
- La Puerta
Mioceno
2,10
0,25- 0,3
- Lagunillas
- La Rosa
Oligoceno
2,17
0 - 0,03
- Icotea
- Paují
Eoceno
2,39
3,5 - 3,8
- Misoa
Paleoceno
2,60
0,2 – 0,3
- Guasare
- Colón
Cretácico
2,65
0,8 - 1
- Mito Juan
- G. Cogollo
Basamento
2,75
------
- La Quinta
El primer perfil modelado fue el A-A’ con dirección NO-SE y se extiende 15
km horizontalmente. La ubicación de dicho perfil tiene la peculiaridad de ir en el
rumbo de la estructura mayor de Cabimas y paralelo a la Falla Principal. La curva de
Anomalía de Bouguer se caracteriza por tener muchas variaciones de corta extensión
horizontal, causadas por fuentes residuales. El ajuste entre la curva de gravedad
observada y gravedad teórica tiene un error de 0,06 mGal que representa el 1,82% del
rango gravimétrico del perfil.
123
El modelo gravimétrico-estructural propuesto en la figura 5.15, plantea el
basamento con profundidad promedio de 4,8 kilómetros con buzamiento hacia sur. En
la ventana regional se puede apreciar una secuencia sedimentaria de gran espesor
muy fallada. La mayor influencia sobre los cambios de gravedad en el modelo teórico
corresponde con la geometría del tope Eoceno. La respuesta gravimétrica proveniente
del basamento responde a cambios regionales sobre la pendiente de la curva
calculada. El extremo NO del modelo presenta el máximo gravimétrico observado,
con disminución hacia el SE. En la progresiva 10 del perfil se puede observar un alto
relativo pronunciado de unos 150 m aproximadamente. La geometría entre las
progresivas 2 y 15 plantea una estructura tipo antiforme.
Figura 5.15. Modelo gravimétrico-estructural A-A’ con profundidad hasta basamento.
La sección superficial del modelo A-A’ se muestra en la figura 5.16, junto con
la sección sísmica L03. La interpretación integrada de los datos gravimétricos, los
seis pozos y la línea sísmica dieron como resultado un sistema de fallas inversas con
alto buzamiento.
124
Figura 5.16. Detalle de la sección superficial del modelo gravimétrico-estructural A-A’ con sección
sísmica L03.
El extremo noroeste se caracteriza por un salto de falla aparentemente normal,
donde el bloque sur se deprime aproximadamente 200 metros respecto al bloque
norte. El alto relativo observado en la progresiva 10 corresponde con una zona
transicional donde las pendientes de los reflectores sísmicos cambian de sentido. Este
alto es representado en los mapas estructurales de la zona, como el punto geográfico
donde convergen las fallas en dirección NO-SE y E-O. La estructura geológica
interpretada es un antiforme con presencia de un sistema de fallas tipo graben-horst,
evidenciando esfuerzos compresivos en la dirección del perfil.
De los cuatro modelos gravimétricos-estructurales propuestos, el perfil A-A’
tiene el mayor error, 0,06 mGal entre el ajuste de Anomalía de Bouguer teórico y
observado. Esto está directamente relacionado con el grado de complejidad
estructural de la dirección propuesta. Ya que se trata de una zona muy fallada, donde
125
el plano de la Falla Principal de Cabimas puede estar cortando transversalmente el
perfil, en repetidos puntos. Esto trae como consecuencia cambios aparentes de los
espesores de los estratos.
Figura 5.17. Modelo gravimétrico-estructural B-B’ con profundidad hasta basamento.
126
La figura 5.17 representa el modelado gravimétrico-estructural con una
ventana regional del perfil B-B’. El ajuste entre la curva de Anomalía de Bouguer
observada y teórica muestra un error de 0,028 mGal que representa el 0,86 % del
rango de gravedad del perfil. A modo de control de calidad se evaluó la respuesta del
modelo en función de la curva de Anomalía Regional; se puede apreciar un buen
ajuste entre ellas que representa la disposición de las estructuras profundas,
posiblemente a causa del buzamiento en dirección SO del basamento. El modelo
contó con cinco pozos que identifican el tope de la discontinuidad del Eoceno, la
Formación Icotea, la Formación Lagunillas y un pozo que identifica la arena B6 de
Misoa. En términos geológicos se puede apreciar el basamento cristalino con
buzamiento hacia el suroeste y profundidad promedio de 4,8 km. Por encima de él y
hasta la superficie, se encuentra una secuencia sedimentaria caracterizada por un alto
contenido de calizas hacia la base, aproximadamente 1,2 km de espesor, una zona
media de 3,5 km con areniscas compactas del Eoceno, y una zona superior con
intercalaciones de arenas y lutitas hasta superficie. El modelo se plantea con un
sistema de fallas transcurentes con desplazamiento vertical entre bloques, pudiendo
identificarse la Falla Principal y la Falla Límite de Cabimas en la zona central. Según
el estudio estratigráfico que realizó González (2006) el plano de la Falla Principal y el
de la Falla Límite de Cabimas convergen en profundidad. Si se realiza un
acercamiento a las estructuras someras del perfil, figura 5.13, se puede observar como
se calibró el modelo gravimétrico-estructural con las secciones sísmicas.
127
Figura 5.18. Modelo gravimétrico-estructural B-B’ con sección sísmica L02.
La respuesta gravimétrica del perfil B-B’ posiblemente corresponde a una
interacción entre tres bloques separados verticalmente por dos fallas mayores,
ubicadas entre las progresivas 3 y 7 de la escala horizontal, donde el bloque central se
deprime respecto a los bloques este y oeste. Si se observa la sección sísmica y el
desplazamiento de los reflectores se puede interpretar un sistema aparente tipo
graben, que junto a los datos de pozos, sugieren un conjunto de fallas normales con
alto buzamiento. Este tipo de estructura es descrito por Julio (2005) y González
(2006) hacia la zona norte del campo Cabimas, lugar donde se encuentra el perfil BB’. La interpretación integrada de datos geofísicos para este perfil, presenta un salto
entre 40 y 50 m para la Falla Principal de Cabimas, donde el bloque este deprime
respecto al oeste. La Falla Límite presenta un salto aproximado de 110 metros con el
bloque oeste deprimido.
128
El perfil C-C’ presentado en la figura 5.19 tiene buen control de pozos entre
las progresivas 2,5 y 5 km. El modelo gravimétrico-estructural presenta un error de
0,025 mGal entre la curva de anomalía teórica y la curva observada. Este error
corresponde al 0,7 % del rango de Anomalía de Bouguer del perfil C-C’ por ser
paralelo al perfil B-B’, presenta un modelo geológico - estructural similar, sin
embargo no se evidencia la continuación de la estructura tipo graben descrita
anteriormente. En la progresiva 1 km se puede apreciar un brusco bajón de la
respuesta gravimétrica hacia el SO, controlado con la información del pozo A. De
acuerdo con el mapa de geología de superficie del área, en el extremo noreste del
perfil aflora la discontinuidad del Eoceno bajo la Formación El Milagro. Esta
condición geológica supone un acuñamiento al noreste, probablemente por la erosión
del Plioceno, sobre la unidad correspondiente a las formaciones del Mioceno.
Figura 5.19. Modelo gravimétrico-estructural C-C’ con profundidad hasta basamento.
129
Figura 5.20. Modelo gravimétrico-estructural C-C’ con sección sísmica L06.
El modelo de fallas propuesto para el perfil C-C’ es similar al de B-B’, pero es
importante resaltar que las expresiones gravimétrica y sísmica de la Falla Principal de
Cabimas en este perfil, parecen tener un comportamiento inverso a lo observado en el
perfil B-B’, es decir el bloque que se deprime está al oeste de la Falla Principal de
Cabimas y presenta un salto inferior a los 20 metros. La Falla Límite de Cabimas
parece tener un comportamiento de transcurrencia pura. No es posible evidenciar con
la sección sísmica L06 la presencia del bajo gravimétrico observado al SO del pozo
“A”. Sin embargo, la sección sísmica expresa un cambio de pendiente de los estratos,
donde el buzamiento aumenta hacia el suroeste.
130
El perfil D-D’ es el modelo gravimétrico- estructural con dirección SO-NE
que se encuentra en la parte sur de Cabimas. Para este perfil se cuenta con la
información del tope de la discontinuidad del Eoceno, en sólo dos pozos. También se
cuenta con la sección sísmica L10 en la zona central. La cobertura de información
para realizar la interpretación integrada se focaliza en la zona central del perfil D-D’.
Figura 5.21. Modelo gravimétrico-estructural D-D’ con profundidad hasta basamento
La respuesta gravimétrica del perfil D-D’ representado en la figura 5.21,
muestra una curva suavizada con un salto gravimétrico en el kilómetro 6 de la escala
horizontal. Este alto gravimétrico corresponde con el área cartografiada en el mapa de
geología de superficie, como la zona donde aflora el Eoceno. El modelo propuesto
tiene un error de 0,046 mGal entre la curva de AB observada y AB teórica,
correspondiente al 0,9 % del rango del perfil. La convergencia entre los planos de la
131
Falla Principal y de la Falla Límite de Cabimas fue calibrada con el modelo
estructural de la arena B6 propuesta por González (2006).
Al observa la Falla Principal de Cabimas en la figura 5.22 podemos darle
continuidad al comportamiento tipo inverso que se evidenció en el perfil C-C’, con un
salto entre 30 y 40 metros. La Falla Límite de Cabimas tiende a la normalidad con un
salto aproximado de 60 metros.
Figura 5.22. Modelo gravimétrico-estructural D-D’ con sección sísmica L10.
132
CONCLUSIONES Y
RECOMENDACIONES
133
CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES
De acuerdo con los resultados obtenidos en los modelos gravimétricoestructurales propuestos a partir de la interpretación integrada de datos gravimétricos,
líneas sísmicas 2D y registros de pozos se pueden establecer las siguientes
conclusiones:
1. Las Anomalías de Bouguer para el área en estudio están controladas
principalmente por el efecto de la unidad sedimentaria y las estructuras
que la fallan. El efecto gravimétrico regional es producto de la
geometría de basamento y de las estructuras sedimentarias profundas
que conservan la misma dirección de buzamiento.
2. La disminución de los valores de gravedad hacia el SO corresponde
con la dirección en la que buza el basamento de la Cuenca del Lago de
Maracaibo, en la Costa Oriental.
3. La orientación de las curvas isoanómalas en el mapa de Bouguer
corresponde con la dirección del sistema de fallas NO y NS, de la Falla
Principal y de la Falla Límite de Cabimas, respectivamente. Las
isoanómalas con dirección NE son representativas de un sistema de
fallas con la misma dirección, que están afectando el campo Cabimas.
4. El mapa de Anomalía de Bouguer representa una zona en depresión
hacia la parte norte, enmarcado por la Falla Principal al oeste y por la
Falla Límite al este; posiblemente se trate de una estructura tipo
graben.
5. Los máximos gravimétricos observados en el mapa de Anomalías de
Bouguer hacia el extremo este, corresponden con la zona donde
afloran en superficie las formaciones del Eoceno.
134
6. El mapa regional de anomalías gravimétricas evidencia dos
orientaciones preferenciales en las curvas isoanómalas. La primera EO
en la parte norte y sur del mapa, y la segunda NO hacia la parte central
del mapa.
7. Con base en los datos de pozos analizados y otras referencias citadas
como la de Lugo (1997) y la de Morales (1997), las densidades
promedios de los cuerpos de roca son: Basamento 2,75 g/cm³,
Cretácico 2,65 g/cm³, Paleoceno 2,6 g/cm³, Eoceno 2,39 g/cm³,
Oligoceno 2,17 g/cm³, Mioceno 2,10 g/cm³ y Pleistoceno 2,19 g/cm³.
8. Los espesores promedio de los cuerpos de roca modelados son:
Cretácico 800-1000 m, Paleoceno 200-300 m, Eoceno 3500-3800 m,
Oligoceno 0-30 m, Mioceno 250-300 m, Pleistoceno 100-200 m y
Holoceno 0-40 m.
9. La unidad sedimentaria constituida por las formaciones del Mioceno
disminuyen espesor hacia el NE.
10. La Falla Principal de Cabimas tiene una expresión gravimétrica que
confirma un rumbo preferencial noroeste-sureste, con alto buzamiento
hacia el este. Es trancurrente con posibles características normales
hacia el norte y conductas inversas hacia el sur de Cabimas. Se obtuvo
un salto de falla promedio de 40 metros.
11. La Falla Límite de Cabimas tiene una expresión sísmica muy ruidosa;
sin embargo, la anomalía gravimétrica la refleja como una falla normal
de alto buzamiento hacia el oeste, con un salto de 110 metros en la
parte norte disminuyendo a casi cero hacia el sur. Julio (2005) la
plantea al norte, con base en correlaciones de pozos, como una falla
135
transcurrente normal con un salto de hasta 300 m. Es posible que la
Falla Límite de Cabimas constituya un conjunto de fallas con igual
rumbo que ponen en contacto a un bloque deprimido al oeste con un
bloque levantado al este.
12. Entre la Falla Principal y la Falla Límite de Cabimas se encuentra un
conjunto de fallas con igual dirección y magnitudes de saltos.
13. El sistema de fallas en dirección SO-NE se caracteriza por ser una
sucesión de fallas inversas que ponen en evidencia el sistema mayor de
esfuerzo en dirección NS.
A titulo de recomendación se sugiere:
1. Complementar el mallado gravimétrico con las estaciones adquiridas
en el proyecto Cabimas 3D durante 2008, con el fin de generar un
mapa de Anomalías de Bouguer más extenso que permita modelar y
visualizar estructuras a mayor profundidad.
2. Integrar datos gravimétricos con datos magnéticos, lo que podría
generar una visión más clara del sistema de fallas presente en la zona
de Cabimas.
3. Hacer un estudio con mayor detalle en la estructura tipo graben
presente en la zona norte, con la utilización de herramientas
petrofísicas, sísmicas y geológicas, para posteriormente plantear
modelos
gravimétrico–estructurales
de
forma
local,
en
tres
dimensiones.
136
BIBLIOGRAFÍA Y REFERENCIAS
CITADAS
137
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Pri
144
APÉNDICES
145
APÉNDICE Nº1: EQUIPOS DE RECEPCIÓN
Los equipos de grabación empleados por la empresa Suelopetrol son marca
SERCEL, de la unidad de adquisición 428XL. Se utilizaron geófonos de componente
vertical modelo SG-10, en ristras o en arreglos de 3x2, como receptores sísmicos.
Todo el proyecto se grabó con un total de 2402 estaciones receptoras.
En la
siguiente tabla se hace mención de los equipos utilizados en campo y de su
funcionamiento en la adquisición de datos sísmicos.
Tabla A.1. Instrumentos utilizados en campo para la recepción del pulso sísmico.
Nombre
del
Equipo
Función en
campo
Especificaciones
técnicas
Geófonos
Transductor que
convierte un pulso
sísmico en una
caída de
potencial.
Marca SERCEL
Modelo SG-10
Land Case
Frecuencia natural de
10 Hz
Link
Cable que conecta
las ristras y
transmite
información
digitalizada.
Marca SERCEL
150 m cada una, con
dos FDU.
FDU
Digitaliza la caída
de potencial
proveniente de las
ristras
Marca SERCEL
LAUL
Aumenta de
energía perdida
por la longitud del
tendido o longitud
de link
Marca SERCEL
Serie 428XL
Alimentados con 12V
Se utiliza 1 por cada
15 Link
LAUX
408
Compila la
información de la
línea sísmica y se
la envía al camión
de registro
Marca SERCEL
Alimentada con 12 V
Imagen
146
APÉNDICE Nº2: EQUIPOS DE GRABACIÓN
Toda la grabación sísmica se realizó con un camión de registro equipado con
tecnología SERCEL. A continuación se listan las partes más importantes del sistema
de registro:
•
LCI- 428 (Line Control Interfase): recibe la información de la línea a través
del LAUX 408.
•
PC Servidor Sun: Trabaja con sistema operativo Solaris y almacena la
información temporalmente. Es el servidor y administrador de la red interna
del camión de registro.
•
Unidades de almacenamiento NAS: discos duros de 360 GB que guarda la
información de forma digital.
•
UPS: sirve como regulador de voltaje para todos los equipos del camión de
registro.
•
E-SQCPRO V2.2: Software utilizado para realizar control de calidad en los
disparos.
•
Ploter V- 12: grafica los “Shot Gather” de cada disparo.
•
2 Radios: comunicación entre observadores y disparadores.
•
Sistema de posicionamiento global (G.P.S): Ubica en el espacio al camión de
registro y a cada vibrador.
Figura A.1. Camión de registro, utilizado en el proyecto CCB2D.
147
APÉNDICE Nº3: CÓDIGOS DE ÍNTERES DE MATLAB
Durante la elaboración del presente Trabajo Especial de Grado se diseñaron
sencillas rutinas de programación con la utilización del software Matlab V.2007b. A
continuación se muestran los códigos utilizados:
CÓDIGO Nº1: Compara la cota de una línea sísmica con la estación gravimétrica
mas cercana, para luego ser validadas estadísticamente.
%Programa que compara la altura de estaciones gravimétrica respecto
a las secciones sísmicas.
%Cargando los datos
L = xlsread('C:\Sismica.txt');%Lee los datos(x,y,z)de la sísmica
G = xlsread('C:\Gravedad'); %Lee los dato (x,y,z)de E Gravedad
matriz=[]; %Matriz Solucion
%Se Hace la comparación entre las posiciones de las estaciones
gravimétricas y las líneas sísmicas
l=1;
i=1;
while i<length(L)
j=2;
while j<length(G)
if L(i,1)<(G(j,1)+10) & L(i,1)>(G(j,1)-10) &
L(i,2)<(G(j,2)+10) & L(i,2)>(G(j,2)-10)& G(j,:)~=G(j-1,:)
matriz(l,1)=L(i,1);
matriz(l,2)=L(i,2);
matriz(l,3)=L(i,3);
matriz(l,4)=G(j,3);
l=l+1;
%Long de sísmica
%Latitud de sísmica
%Altura de sísmica
%Altura Gravimétrica
end
j=j+1;
end
i=i+1;
end
%El arreglo matriz contiene columnas comparativas entre las cotas de
las líneas sísmicas y las cotas de las estaciones gravimétricas.
148
CÓDIGO Nº2 : Transformación tiempo-profundidad
%Lee Datos de la TZ desde un archivo .txt
[Z,T]=textread('C:\Escritorio\TZ_A.txt','%f%f');
%Lee los datos de los reflectores en tiempo
[Ti]=textread('C:\Escritorio\Reflector.txt','%f');
Zi = INTERP1(T,Z,Ti); %Función de interpolación
%Zi es el arreglo que corresponde al valor en profundidad de los
reflectores sísmicos
149
APÉNDICE Nº4: CORRECCIONES GRAVIMÉTRICAS
Las correcciones aplicadas para procesar los datos gravimétricos y obtener
anomalías de Bouguer son las siguientes:
Corrección de Aire Libre:
El campo gravitatorio terrestre decrece con la altura de la estación
gravimétrica sobre la superficie terrestre. Si existen diferencias entre las cotas de
estas estaciones se crea un error causado por efecto de alturas (Parasnis, 1970). Para
corregirlo es necesario aplicar la formula:
CAL= 0,3086*h
(mGal)
h: es la altura en metros
Figura A.2. Corrección de aire libre
Corrección de Bouguer:
El terreno que existe entre la altura de una estación y la altura de referencia
ejerce una atracción gravitatoria adicional sobre las mediciones. Si este material se
considera como una losa de gran extensión lateral y de espesor h, se puede calcular
su efecto como:
150
CB= 0.04191*h*ρB
(mGal)
ρB = densidad de Bouguer en g/cm³
h = altura en metros
Esta corrección debe restarse si la estación está situada por encima del nivel
de referencia, y sumarse si está por debajo. (Parasnis , 1970).
Figura A.3 Corrección de Bouguer
Corrección Topográfica:
Se debe corregir la medida de gravedad por los efectos de las colinas y los
valles próximos al lugar. Esta corrección tiene dos funciones diferentes: (a) enderezar
la losa de Bouguer, lo cual establece que las montañas se prolongan lateralmente
hasta el infinito en todas las direcciones. Y (b) corregir los efectos de las montañas
cercanas que ejercen fuerza de atracción sobre el sensor del gravímetro, y que merma
el valor de gravedad.
CT = ρB *T
(mGal)
ρB = densidad de Bouguer en g/cm³
T: factor que depende del tamaño y forma del accidente topográfico (mGal).
151
Figura A.4. Corrección topográfica
Corrección por Latitud:
Se realiza con el objeto de eliminar el efecto causado por la geometría de la
tierra, donde la gravedad aumenta con la latitud. Se calcula la Gravedad Teórica
mediante la expresión:
Gteo=978031.846*(1 + 0.005278895*Sen2θ + 0.00023462*Sen4θ) (mgal)
Donde θ = latitud de la estación. Parasnis (1970)
Cálculo de la Anomalía de Bouguer:
Según Parasnis (1970) la anomalía de Bouguer se calcula como :
ΔB= go ± CAL – (± CB) + CT – Gteo
(mGal)
go = gravedad observada ya corregida por los efectos de deriva instrumental y
mareas.
152
APÉNDICE Nº5: MAPA GEOLÓGICO DEL ÁREA EN ESTUDIO
Figura A.5. mapa de geología de superficie de Cabimas. Tomado y modificado de CREOLE
PETROLEUM CORPORATION (1967).
153