trabajo especial de grado - Biblioteca

TRABAJO ESPECIAL DE GRADO
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A
DE LA SECUENCIA PALEOZOICO EN LA FAJA
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A..
Tutor Académico: Prof. Rafael Falcón
Presentado ante la Ilustre
Universidad Central de Venezuela para
optar al título de Ingeniero Geólogo
por la Bachiller:
Machado González, Vanessa Isbely
Caracas, Agosto de 2003.
C
ONTENIDO G
ENERAL
CONTENIDO
GENERAL
Resumen
vii
Dedicatoria
viii
Agradecimientos
ix
I.
II.
III.
INTRODUCCIÓN
1.1.
Generalidades
1
1.2.
Objetivos y Alcances
3
1.2.1.
Objetivo General
3
1.2.2.
Objetivos Específicos
3
1.2.3.
Alcances
3
1.3.
Ubicación del Área de Estudio
4
1.4.
Trabajos Previos
7
1.5.
Metodología
10
GEOLOGÍA REGIONAL
2.1.
Geología Histórica Regional
30
2.2.
Geología Estructural Regional
41
2.3.
Estratigrafía Regional
47
2.3.1.
Generalidades
47
2.3.2.
Paleozoico en Venezuela
53
2.3.3.
Paleozoico en Colombia
54
2.3.4.
Paleozoico en el norte de Brasil
56
GEOLOGÍA LOCAL
3.1.
Generalidades
60
3.2.
Geología Estructural Local
65
3.3.
Estratigrafía Local
67
3.3.1.
Generalidades
67
ii
3.3.2.
Formación Hato Viejo
3.3.2.1.
Litología
72
3.3.2.2.
Edad
74
3.3.2.3.
Paleoambiente
74
3.3.2.4.
Contactos y Espesores
75
3.3.2.5.
Correlación y Extensión
76
3.3.3.
3.4.
72
Formación Carrizal
76
3.3.3.1.
Litología
76
3.3.3.2.
Edad
81
3.3.3.3.
Paleoambiente
85
3.3.3.4.
Contactos y Espesores
85
3.3.3.5.
Correlación y Extensión
86
Modelo Sedimentológico-Estratigráfico
87
IV.
CONCLUSIONES
91
V.
RECOMENDACIONES
93
VI.
BIBLIOGRAFÍA
94
VII.
APÉNDICES
VIII.
ANEXOS
iii
IINDICE
NDICE D
E FFIGURAS
IGURAS
DE
Pág.
Figura 1.
Ubicación relativa del área de estudio
4
Figura 2.
Mapa base indicando la posición de los pozos dentro de los
bloques de la F. P. O. Que pertenecen al área de estudio
6
Figura 3.
Flujograma que indica la secuencia a utilizar en la descripción
de núcleos
13
Figura 4.
La litología descrita en el núcleo es comparada con la
respuesta que muestra el registro eléctrico
14
Figura 5.
Tabla de estimación de tamaño de grano
15
Figura 6.
Clasificación de arenas según sus formas en registros GR o SP
desarrollado por Shell
19
Figura 7.
Facies interpretadas del comportamiento de las curvas de
litología.
20
Figura 8.
Reconstrucción de ambientes sedimentarios a través de
correlaciones realizadas con registros eléctricos
21
Figura 9.
Líneas de tendencia que muestran el aumento de los valores
del registro a lo largo de cierto espesor
23
Figura 10.
Cambio en los patrones paleogeográficos a finales de la Era
Proterozoico y principios del Paleozoico.
32
Figura 11.
Paleogeografía mundial en el Cámbrico Tardío.
34
Figura 12.
Esquema megaestructural trandsgondwánico durante el
Paleozoico Temprano.
46
Figura 13.
Modelo de Evolución Geológica según Ramírez (1982)
62
Figura 14.
Evolución Tecto-sedimentaria según Benedetto & Ramírez
64
Figura 15.
Mapa de Estructuras Locales
66
Figura 16.
Sección Estructural - Estratigráfica de la F. P. O.
70
Figura 17.
Areniscas de la Formación Hato Viejo impregnadas de Petróleo
73
Figura 18.
Intervalo arenoso dentro de la Formación Carrizal
78
Figura 19.
Lutita limosa de color verde con presencia de glauconita
80
Figura 20.
Subgrupos de los acritarcos del Paleozoico. Distribución
estratigráfica
81
Figura 21.
Algunas especies de acritarcos encontrados en la Formación
Carrizal
83
iv
Figura 22
Configuración de la F. P. O. en el Proterozoico Tardío –
Cámbrico Temprano
87
Figura 23
Configuración de la F. P. O. en el Cámbrico Temprano – Medio
88
Figura 24
Configuración de la F. P. O. en el Ordovícico Tardío – Devónico
89
Figura 25
Configuración de la F. P. O. en el Carbonífero-Pérmico
90
Figura 26
Configuración de la F. P. O. a finales del Pémico
90
v
IINDICE
NDICE D
E TTABLAS
ABLAS
DE
Pág.
Tabla 1.
Datos Generales de los pozos estudiados
5
Tabla 2.
Tamaño de grano de componentes siliciclásticos
16
Tabla 3.
Tabla de correlación regional del Paleozoico Inferior en la
región Septentrional de América del Sur.
59
Tabla 4.
Clasificación de Litofacies según PDVSA-INTEVEP
71
Tabla 5.
Valores de GR indicadores de Litología
74
Tabla 6.
Distribución en profundidad de algunas especies de acritarcos
en los pozos en estudio
82
Tabla 7.
Zonas de acritarcos indicadores de edad
84
vi
Machado G. Vanessa I.
MODELO SEDIMENTOLÓGICO ESTRATIGRÁFICO DE
LA SECUENCIA PALEOZOICO EN LA FAJA PETROLÍFERA DEL ORINOCO,
CUENCA ORIENTAL DE VENEZUELA.
Tutor Académico: Prof. Rafael Falcón. Tutor Industrial: Ing. Arelis Farias.
Tesis. Caracas, U. C. V. Facultad de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y
Geofísica. Departamento de Geología. 2003, N° de págs. 101
Palabras Claves: Paleozoico, Cuenca Oriental de Venezuela, Hato Viejo, Carrizal.
R
ESU
MEN
SU
RES
UMEN
La Cuenca Oriental está situada al nordeste de Venezuela, y comprende
aproximadamente 165.000 Km2. Dentro de ella se encuentra ubicada la Faja
Petrolífera del Orinoco, que ha sido dividida de oeste a este en cuatro bloques:
Machete, Zuata, Hamaca y Cerro Negro.
Se encuentran confinadas en el subsuelo de los bloques Machete y Zuata, las
unidades del Paleozoico, dentro de una estructura denominada Graben de Espino,
cuyo origen remonta a la edad de ProterozoicoTardío-Paleozoico Temprano, la cual al
igual que otros grábenes pertenecientes al norte del cratón sudamericano, está
relacionada con la apertura y fragmentación del supercontinente Rodinia a finales del
Proterozoico.
Se pretende en este trabajo mostrar la evolución geológica de la Cuenca
Oriental durante el Paleozoico, que diera origen a la sedimentación de las formaciones
Hato Viejo y Carrizal de edad Cámbrico, y la denominada informalmente Formación
Espino, de edad Carbonífero.
Mediante correlación con registros, análisis bioestratigráficos recopilados, y
análisis sedimentológico de núcleos, tomando en cuenta la textura y estructuras
sedimentarias de las rocas de estas unidades, se considera que:
La Formación Hato Viejo fue depositada en un ambiente próximo-costero, y
debido a la sedimentología presente se propone una ambiente de llanuras de marea, lo
que difiere de antiguas interpretaciones paleoambientales.
La progresiva profundización de la cuenca, producto de sistemas de fallas
normales en una cuenca graben, dio como resultado la depositación concordante de
sedimentos más finos, que conforman la Formación Carrizal en un ambiente marinotransicional.
La continua activación y desactivación de la cuenca graben durante el
Paleozoico, así como un cambio continuo del nivel del mar, como consecuencia de la
tectónica global, dieron como resultado la erosión del tope de la secuencia del
Cámbrico y la posterior depositación de una unidad no muy bien definida de edad
Carbonífero? (Formación Espino)
vii
D
EDI
CA
TORIA
DIIC
CA
DED
ATORIA
A Dios, que nunca me abandona.
A mis padres,
a quienes dedico mi mayor esfuerzo alcanzado.
viii
A
GRADECIMIENTOS
AGRADECIMIENTOS
A la Universidad Central de Venezuela, por brindarme conocimientos y buenas
experiencias.
A mi profesor Rafael Falcón, por no dejarme a la deriva, y permanecer firme en
nuestro objetivo. Muchas gracias, sin tu asesoría no hubiera alcanzado tan
satisfactoria meta.
Al Prof. Marino Ostos, gracias por su asesoría técnica.
A PDVSA-Intevep s.a., por el apoyo financiero brindado, y por prestar sus
instalaciones para la realización de este trabajo.
A Juan Daniel Sánchez, Ramón Rondón, Félix Fuentes, Fina, Arelis Farias,
Milangela Berbesí, María Daniela Rangel y Freddy Fernández, excelentes
compañeros de trabajo, gracias por su colaboración.
De Schlumberger a Marco Matos y Walter Velásquez, gracias por su apoyo
técnico.
Javier Márquez, Carlos Yáñez, David Moreno, Ariannella Levanti, Luis Pernía, y
Marly Meza; sin ustedes el camino hubiera sido aún más difícil, gracias por su
confianza en mi, y por todo el apoyo y el cariño que me dieron.
A todos mil gracias.
ix
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GENERALIDADES
II..- IINTRODUC
NTRODUCC
ÓN
CIIÓN
11.1..1.- G
ENERALIDADES
GENERALIDADES
La Cuenca Oriental de Venezuela es portadora del registro geológico
sedimentario del Paleozoico Inferior, y debido a que durante este tiempo, de
acuerdo con los estudios paleogeográficos, Venezuela formó parte de un
margen pasivo donde se depositaron rocas madres en el norte de África y
Sudamérica, algunos creen que existe potencial petrolífero en estas rocas.
Debido a tal interés, se pretende en este trabajo mostrar la
reconstrucción histórica del evento depositacional de las formaciones Hato Viejo
y Carrizal pertenecientes al Paleozoico Inferior de Venezuela.
La Cuenca Oriental está situada al nordeste de Venezuela, con una
superficie de aproximadamente 165.000 Km2.
Comprende cuatro bloques:
Machete, Zuata, Hamaca y Cerro Negro.
Para la realización de este estudio fue necesario seleccionar una serie de
pozos de la Faja que atravesaran las formaciones paleozoicas y que estuvieran
suficientemente espaciados como para generar secciones estratigráficas
representativas de la zona, por tanto, el área de estudio se limitó a los bloques
Machete y Zuata de la Faja Petrolífera del Orinoco, utilizando 17 pozos que
poseen la secuencia de interés.
Con análisis de núcleos y la utilización de los resultados generados en
pozos de la Faja por el Proyecto 4020 de la Gerencia de Análisis Exploratorio
Integrado de Intevep s.a., se realizó una caracterización sedimentológica de la
Secuencia Paleozoico de los pozos en estudio, subdividiéndola en Litofacies y
asignándole una nomenclatura adecuada.
1
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GENERALIDADES
Se realizó una recopilación de análisis palinológicos llevados a cabo en
estas rocas por varios autores, mediante los cuales se haya podido realizar la
interpretación paleoambiental y de edad.
Debido al poco interés existente en estas rocas para el momento de la
perforación de los pozos, las formaciones Carrizal y Hato Viejo han sido
esporádicamente perforadas, y muchas veces fueron consideradas como el
basamento de las secciones, por lo que su base no puede ser determinada
totalmente; además la recuperación de núcleos es más eventual y son una
pequeña parte de la unidad, pero debido al carácter homogéneo que
se
evidencia en los registros, pueden considerarse como una gran ayuda para la
caracterización sedimentológica de la roca.
Con ayuda de la información mencionada anteriormente, los registros de
litología de los pozos (GR, SP) y un mapa de basamento, se construyeron las
secciones estratigráficas que permitieron la reconstrucción histórica de la
sedimentación del Paleozoico Inferir de la Cuenca Oriental de Venezuela.
Es importante hacer notar que los resultados obtenidos están basados en
correlaciones estratigráficas con topes y bases de las formaciones y que no se
ha tomado una base estructural verdaderamente cierta, debido a que el área
carece de estudios geofísicos suficientes que permitan su interpretación.
Además, ninguno de los pozos utilizados en este estudio reporta haber
atravesado fallas.
2
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
OBJETIVOS Y ALCANCES
11.2..2.- O
BJETIVOS YY A
LCANCES
OBJETIVOS
ALCANCES
1.2.1. Objetivo General:
Elaborar un Modelo Sedimentológico-Estratigráfico de la Secuencia
Paleozoico de la Faja Petrolífera del Orinoco (F. P. O.), Cuenca Oriental de
Venezuela.
1.2.2. Objetivos Específicos:
Delimitar la extensión de la secuencia Paleozoico del área de interés.
Elaborar una sección estratigráfica del Paleozoico para el área en
estudio.
Caracterizar la secuencia Paleozoico correspondiente a la zona de
estudio a través de análisis de núcleos y registros.
Determinar las condiciones paleoambientales de sedimentación.
Elaborar una reconstrucción histórica del evento depositacional de las
unidades de interés.
1.2.3. Alcances:
Este trabajo permitirá establecer una secuencia metodológica en la
caracterización
de
unidades
sedimentarias,
para
llevar
a
cabo
el
establecimiento de una nomenclatura de fácil uso y comparación, además de
integrar los datos para que pueda ser aún más completa su evaluación e
interpretación.
Generar propuestas y recomendaciones que permitan adoptar mejores
condiciones de trabajo y metodologías para la elaboración de estudios
regionales.
3
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
UBICACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO
11.3..3.- U
BICACIÓN D
EL Á
RE
AD
E EESTUDIO
STUDIO
RE
UBICACIÓN
DEL
ÁR
EA
DE
Según ELRICH (1992) la Cuenca Oriental está situada al nordeste de
Venezuela, con una extensión aproximada de 165.000 km2, y comprende la
subcuenca de Guárico al oeste y la subcuenca de Maturín al este. DI CROCE
(1995) la ubica entre 8°-11° latitud norte y 61°-66° longitud oeste. Sus límites
son: al sur con las rocas precámbricas del Escudo de Guayana; el arco de El
Baúl al oeste; la corteza Oceánica del Atlántico ecuatorial al este; y con el
cinturón ígneo-metamórfico de las Cordilleras de la Costa y Araya-Paria al
norte. (Ver Fig. 1)
Figura 1. Ubicación Relativa del Área de Estudio
Las secciones estratigráficas realizadas en el presente estudio,
comprenden la interpretación de las unidades paleozoicas en 17 pozos
pertenecientes a los bloques de Zuata, y Machete de la F. P. O., cuya
posición se indica en el siguiente mapa base (Fig. 2) y sus datos generales
en la Tabla N° 1.
4
5
SDZ-43X
PETROZUATA
007WHSDZ9983
007WHSDZ9984
635,00
007WHSDZ0043
594,03
SINCOR
359,99
007WHSCZ9986
007WHNZZ9958
465,02
520,01
007WHNZZ9957
413,01
PETROZUATA
ZUATA PRINCIPAL U. N. PRODUCCIÓN
Fuente: Base de Datos PDVSA. Abril, 2003.
ZUATA ESTE-1X
(SDZ-9983)
MACO-1X
(SDZ-9984)
SANTA CLARA –
ZUATA
007WHNZZ9953
402,02
007WHNZZ0154
540,02
NZZ-154X
ALTAMIRA-1X
(NZZ-9953)
CARRIZAL-1X
(NZZ-9957)
CARRIZAL-2X
(NZZ-9958)
HATO VIEJO-1X
(SCZ-9986)
007WHNZZ0088
492,02
00102M130001
NZZ-88X
NORTE ZUATA
007WHNZZ0007
480,01
NZZ-7X
007WHIZZ9974
373,02
IGUANA-1X
(IZZ-9974)
U. N. PRODUCCIÓN
668,00
MCH-13-1X
IGUANA ZUATA
607,00
MCH-12-4X
00102M120004
473,00
00102M080005
00102M070012
00102M070008
00102M030002
UWI
MCH-8-5X
355,00
MCH-7-12X
MACHETE
443,00
ELEVACIÓN
MCH-7-8X
OPERADOR
432,00
CAMPO
MCH-3-2X
DEELL
REE D
BR
MB
OM
NO
N
O
OZZO
PPO
Tabla 1. Datos Generales de los pozos estudiados
UTM-20-LA CANOA
195735,0221
UTM-19-LA CANOA
317106,0263
256304,9690
291299,7698
312076,9254
273576,0918
272290,4020
217430,6662
330590,5604
237371,5646
254823,9340
212221,3858
672027,6107
170245,0207
794470,6178
782290,3618
821119,0192
UTM X
UTM-20-LA CANOA
UTM-19-LA CANOA
O
NO
AN
DIIA
RIID
MEER
M
A
CIIA
NC
REEFFEEN
DEE R
D
931926,2078
914978,9745
916639,9399
929160,3662
949186,2728
945804,7193
945835,5697
948207,9062
971804,3468
971871,0050
915357,1329
930364,7639
927943,9903
969670,9755
953027,9460
954273,9681
983347,9944
UTM Y
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
UBICACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO
Figura 2. Mapa base indicando la posición de los pozos dentro de los bloques de la F.P.O. que pertenecen al área en estudio.
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
UBICACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO
6
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
TRABAJOS PREVIOS
11.4..4.- TTRABAJOS
RABAJOS PPRE
REV
IOS
EV
VIOS
HEDBERG (1950), es quien describe por primera vez las formaciones
Hato Viejo y Carrizal, y aunque las considera de edad Mesozoico Temprano
y equivalentes a la Formación La Quinta, no descarta el hecho de que
pudieran ser paleozoicas. Indica que estas formaciones no se conocen en
afloramiento, pero postula que quizás algunas de las rocas metamórficas que
componen la Península de Araya-Paria podrían ser equivalentes en edad a
estas formaciones.
YOUNG et al. (1956), describe las formaciones Hato Viejo y Carrizal,
indicando su contacto transicional. Limitan la cuenca al sur y al oeste con el
escudo de Guayana y el Arco de El Baúl respectivamente. Indican una edad
Triásico - Jurásico para la secuencia, aunque no descarta Paleozoico.
Sugieren una correlación con la Formación Roraima del Escudo de Guayana
y con la Formación La Quinta del Occidente de Venezuela.
GOSH et al. (1983) reconocen la secuencia Paleozoico en las áreas
Machete y Zuata de la FPO en cuanto a su litología, paleoambiente de
sedimentación, aspectos diagenéticos, potencial de yacimientos y roca
madre y sus relaciones de edad. Describe a la Formación Hato Viejo como
una secuencia de areniscas conglomeráticas granodecreciente y a la
Formación Carrizal como una alternancia de arenita y lutita limosa; ambas
unidades con alto grado de diagénesis.
Indica que Hato Viejo se depositó en un ambiente de alta energía
mientras que Carrizal se depositó en un ambiente marino de baja energía; y
además las descarta tanto como rocas generadoras como rocas reservorio.
FEO-CODECIDO et al. (1984), postula un contacto tectónico entre la
Formación Carrizal y el basamento desde Barinas hasta Guárico Central.
Clasifica los granos de cuarzo de las formaciones Hato Viejo y Carrizal como
de dos tipos: ígneo plutónico y metamórficos, ambos de tamaños similares y
7
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
TRABAJOS PREVIOS
elongados. Indica que la Formación Carrizal en el Graben de Espino se
encuentra por debajo de la Formación La Quinta.
BENEDETTO & RAMÍREZ (1985), describen las secuencias de Hato Viejo
y Carrizal. Basándose en las estructuras sedimentarias, en su repetición y
bajo buzamiento, sugieren un ambiente marino somero afectado por marea
en una cuenca de muy bajo gradiente cuyo relleno sedimentario estaba
equilibrado con la tasa de subsidencia.
Debido a la ausencia de
metamorfismo, la postulan como una cobertura de plataforma cratónica.
DI GIACOMO (1985) con el estudio de acritarcos asigna a la Formación
Carrizal una edad Atdabanien Lenien (Cámbrico Inferior) y unas condiciones
de sedimentación de tipo nerítico.
ESCALONA (1985), establece una zonación de minerales pesados para
los sedimentos precretácicos del área Machete, diferenciando los estratos
del Jurásico y Paleozoico. Subdivide el pre-Cretácico en cuatro unidades e
indica la presencia de glaucofano, lo que interpreta como un proceso erosivo
intermitente de rocas metamorfizadas en las facies de los esquistos azules,
debido a que la roca fuente de estos sedimentos pudo verse afectada por los
períodos de Orogénesis Herciniana (Devónico-Triásico) y Caledoniana
(Cámbrico-Silúrico).
SINANOGLU (1985) presenta edades palinológicas y determinaciones
paleoambientales de la Formación Carrizal en nueve pozos del área de
Zuata. Establece una correspondencia entre los acritarcos encontrados en
América del Sur con aquellos encontrados en Groenlandia, Europa
noroccidental y el Báltico. Establece una edad de Cámbrico Temprano?Ordovícico Tardío y una interpretación paleoambiental como un ambiente
marino, desde marino costero, playero y facies de mareas a ambiente marino
de plataforma.
8
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
TRABAJOS PREVIOS
ERLICH & BARRET (1992), plantean que la Cuenca Oriental paleozoica
se encontraba en un contexto continental a marino marginal, sobreimpuesta
en el interior del supercontinente de Pangea antes de la etapa de rifting
jurásica.
DI CROCE (1995) Limita la cuenca al sur con el Escudo de Guayana, el
Arco de El Baúl al oeste, la Corteza Oceánica del Atlántico Ecuatorial al este
y los cinturones ígneo-metamórficos de la Cordillera de la Costa y ArayaParia al norte. Igualmente indica que la Cuenca Oriental está subdividida en
las Subcuencas de Guárico y Maturín.
Oriental
También sugiere que la Cuenca
de Venezuela es el resultado de complejas interacciones que
envuelven el rompimiento de Pangea, el empuje de Sudamérica y el
desarrollo de la Placa Caribe.
9
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
METODOLOGÍA
11.5..5.- M
ETODOLOGÍA
METODOLOGÍA
1.
RECOPILACIÓN
ANTECEDENTES
DE
INFORMACIÓN
BIBLIOGRÁFICA
Y
Se recopiló toda información antecedente, bien sea en publicaciones o
informes técnicos que, otorgaron una clara visión de la geología de la
secuencia Paleozoico de la Cuenca Oriental.
Para ello se hizo uso de la Base de Datos Interna de Rippet de
PDVSA, además de la base de datos del Proyecto 4020 del pre-Cretácico,
dirigido por la Gerencia VIPA de PDVSA Exploración y Producción. En base
a esto se revisaron la siguiente cantidad de documentos:
Tres (03) Tesis de pre, post-grado y reválida de la Universidad Central
de Venezuela y la Universidad de Los Andes
Treinta y uno (31) artículos de Publicaciones Especiales o Periódicas
(ARPEL, Congresos de Geología, SPE, Memorias AAPG, Sedimentary
Geology, GSA, Earth Science Reviews, Geología Colombiana, etc.)
Diez y ocho (18) Informes Técnicos de Corpoven, Intevep y Ecopetrol.
Ocho (08) Libros de Texto (Doveton et.al., Gibbs, González de Juana,
Liddle, Rider, etc.)
Siete (07) Páginas web y documentos digitales (Léxico Estratigráfico
Electrónico de Venezuela, Well Evaluation Conference, etc.)
2.
CONSTRUCCIÓN DE BANCO DE DATOS BIBLIOGRÁFICO
Los datos bibliográficos encontrados fueron clasificados en una base
de datos almacenada en un archivo de Microsoft Excel, lo que permitió su
fácil ubicación dentro de las bibliotecas consultadas según la base de datos
10
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
METODOLOGÍA
Rippet de PDVSA, y que contemplaban centros de almacenamiento como la
biblioteca de el Ministerio de Energía y Minas, y las bibliotecas de PDVSAIntevep y PDVSA-Puerto la Cruz.
Se sumaron a estos datos, aquellas
referencias bibliográficas encontradas en la biblioteca de la Escuela de
Geología, Minas y Geofísica de la Facultad de Ingeniería en la Universidad
Central de Venezuela.
El banco de datos contiene la siguiente información:
Autor
Título
Tipo de Publicación o Trabajo
Año de la publicación
Ubicación Física (Biblioteca)
Cota
3.
ANÁLISIS DE INFORMACIÓN Y SELECCIÓN DE POZOS
Toda la información obtenida con anterioridad, sirvió para determinar
los fundamentos geológicos en que se hace énfasis para reconstruir la
historia geológica de la secuencia Paleozoico en el Oriente de Venezuela.
Es en esta fase del trabajo donde se seleccionaron los transectos
considerados más eficientes para representar las secciones estratigráficas
del modelo.
Para ello se hizo uso del mapa base (Fig. 2), en el cual se muestran
los pozos que contienen las unidades estratigráficas de interés del
Paleozoico (Hato Viejo y Carrizal); además, estos pozos entre sí cuentan con
el suficiente espaciamiento que permite la realización de un buen modelaje
con el uso de la menor cantidad de pozos.
11
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
4.
METODOLOGÍA
REVISIÓN Y ANÁLISIS DE NÚCLEOS
De acuerdo a una selección previa, se revisaron los informes técnicos
realizados por el proyecto 4020 del pre-Cretácico, del Departamento de
Análisis Exploratorio Integrado de la Gerencia de Exploración y Producción
de Intevep de los pozos perforados en el área, en los que se obtuvieron
datos de sedimentología, mineralogía y palinología de las unidades
paleozoicas.
Para ello se utiliza una descripción sedimentológico-
estratigráfica que permitió caracterizar cada una de las facies encontradas
(litología, estructuras sedimentarias, Ichnofósiles, etc.).
Se llevó a cabo una subdivisión de las columnas sedimentarias en
litofacies, definidas como unidades de roca con características litológicas
distintivas,
como
composición,
fábrica,
estratificación
y
estructuras
sedimentarias.
Debido a que las litofacies se relacionan según su génesis, puede
llevarse a cabo mediante ellas una hábil interpretación paleoambiental; ya
que esta subdivisión permite identificar los procesos de depositación,
relacionados con las condiciones que definen cierto ambiente.
La metodología a utilizar para el análisis sedimentológico de los
núcleos comprende:
Descripción Visual Detallada: No es más que una observación en
secuencia de las diferentes litologías de sucesión observadas en los núcleos,
de un modo general, con sus principales características de composición,
textura y estructuras sedimentarias, tal como se señala en la Figura 3.
12
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
METODOLOGÍA
Figura. 3. Flujograma que indica la secuencia a utilizar en la descripción de
Al observar el núcleo, se toman en cuenta las siguientes consideraciones:
Debido a que algunos núcleos al ser manipulados pueden estar
invertidos se verifica que estén en adecuada posición estratigráfica: raya
amarilla (izq.) y roja (der.) para identificar tope y base. También se utilizan
criterios sedimentológicos como estructuras sedimentarias, naturaleza de los
límites de secuencias, etc.
Se describe el núcleo de base hacia tope; de manera de reconocer la
evolución sedimentológica en orden estratigráfico.
Se limpia el núcleo antes de describirlo, haciendo uso de agua y HCl
10%, para poder resaltar las características litológicas de las rocas. Puede
utilizarse una lupa de mano (x10).
Calibración con el registro de rayos gamma (GR) del pozo, a fin de
ajustar las profundidades del núcleo y el registro. Con el GR se ubicarán
los cambios bruscos de litología. Otros registros de ayuda pueden ser los
13
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
METODOLOGÍA
de porosidad (FDC, CDL, sónico) y a veces los de resistividad. (Ver Figura
4)
Figura 4. La litología descrita en el núcleo es comparada con la respuesta que
muestra el registro eléctrico. El detalle natural de un núcleo es “generalizado”
en un registro sedimentológico a 1:200. Modificado de Rider, 1996.
Fotografiado documental de detalle (luz blanca y/o UV), con una
cámara digital, que permita observar claramente procesos y características
de sedimentación, cambios de coloraciones, estructuras sedimentarias y
otros que puedan ser de interés.
Descripción Megascópica Detallada
Para ello se debe hacer uso de la Planilla de Descripción (Anexo 1), la
cual contiene:
Litoestratigrafía,
profundidad
del
núcleo
y
de
las
muestras.
Profundidades no corregidas del núcleo.
Textura y litología, relacionada con la clasificación textural de la roca.
La textura de los sedimentos refleja el modo y distancia de transporte desde
14
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
METODOLOGÍA
su fuente de origen hasta el sitio de sedimentación. Se debe reportar el
tamaño de granos, su distribución y escogimiento, al igual si existe algún tipo
de orientación o imbricación.
Además se debe anotar la proporción arena/arcilla y cómo varía en la
secuencia. El color de las rocas evidencia sus componentes químicos y/o
mineralógicos, que son indicativos y característicos.
Se determina de la
manera más objetiva posible y se recomienda el uso de una tabla de colores,
como la de la Geological Society of America (Anexo 2).
Tamaño de grano y estructuras sedimentarias inorgánicas/biogénicas.
Para la estimación del tamaño de grano se utiliza también una carta de
estimación visual (Figura 5).
Se debe distinguir entre estratos y láminas,
siendo estratos aquellos mayores a un centímetro de espesor. Las
estructuras sedimentarias guardan relación con los procesos que las
originan, que, además, según las asociaciones varían en cada ambiente de
sedimentación.
CODIGO
RAGWARE
3
4
5
6
7
8
9
10
11
Figura 5. Tabla de estimación de Tamaño de Grano según
M. C. Powers (Jour. Sed. Petrology, V.23, pp. 117-119, 1953)
15
12
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
METODOLOGÍA
Tabla 2.. Tamaño de grano de componentes siliciclásticos. Se reemplaza el límite entre arcilla y limo de 4ϕ
(1/256mm) en la clasificación de Wentworth (1922) y de 2ϕ en la clasificación de Atterberg (1904) a 16ϕ (1/64).
Tomado de Leyenda Estratigráfica PDVSA, 1998.
µ
ω
NOMENCLATURA
BLOQUE
GUIJARRO
GUIJÓN
GRÁNULO
500
350
250
177
125
88
63
16
-8
-6
-2
-1
-0.5
0
0.5
1
1.5
2
2.5
3
3.5
4
6
256
64
4
2
1.41
1
0.71
½
¼
1/8
1/16
1/64
CODIGO
RAGWARE
SUP
MUY GRUESA
INF
SUP
GRUESA
ARENA
mm
INF
SUP
MEDIA
INF
SUP
FINA
INF
SUP
MUY FINA
INF
LIMO
ARCILLA
16
15
14
13
12
11
10
9
8
7
6
5
4
3
2
1
0
LITOTIPOS
CONGLOMERADO
O
BRECHA
MICROCONGLOMERADO
ARENISCA
LIMOLITA
LUTITA
ROCAS NO SILICICLÁSTICAS
Escogimiento, determinado de manera visual en comparación con
cartas de evaluación visual.
Principales minerales accesorios, incluyendo dolomita, glauconita,
pirita, etc.
Fósiles, señalando su estado de preservación y abundancia
Secuencias sedimentarias, granodecreciente o granocreciente.
Si
están limitadas por cambios abruptos en la sedimentación, hiatus,
discordancias, superficies de erosión, etc., podrían ayudar en la identificación
de sistemas encadenados.
Se debe definir el tipo de contacto y cómo varía
hacia el tope, distinguiendo entre contactos erosivos y superficies de
inundación, así como los contactos entre unidades litológicas, si es abrupto o
gradacional.
Unidades sedimentarias, megasecuencias que representen períodos
de transgresión o regresión. Se toman en cuenta las variaciones que tenga
16
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
METODOLOGÍA
la secuencia de base a tope; ya que representa cambios importantes de las
condiciones de sedimentación.
Fracturas y estilolitas, tomando en cuenta si son abiertas, cerradas y si
tienen rellenos, cuál es la composición del relleno.
Impregnación de hidrocarburos. Se hace visualmente o con ayuda de
luz UV.
Comentarios, señalando cualquier rasgo característico que pueda ser
de ayuda.
Agrupación de Facies
El análisis de facies se define como el estudio e interpretación de las
texturas sedimentarias, estructuras, fósiles y asociaciones litológicas de
rocas a escala de afloramiento, de pozo o del pequeño segmento de una
cuenca.
Las litofacies se refieren a facies descriptivas y es utilizada para referir
a ciertos atributos observables en cuerpos de roca sedimentarios.
Una litofacies individual es una unidad de roca definida basándose en
sus características litológicas distintivas, incluyendo composición, tamaño de
grano, estructuras sedimentarias, etc., y cada una de ellas representa un
evento depositacional individual.
Las asociaciones de litofacies son características de un ambiente
sedimentario en particular y constituye la base para la definición de modelos
de litofacies.
La asociación de facies fue definida por POTTER (1959) como una
“colección de atributos sedimentarios comúnmente asociados, incluyendo
geometría, continuidad y forma de la unidad litológica, tipo de roca,
17
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
METODOLOGÍA
estructuras sedimentarias y fauna (tipo y abundancia)”.
Puede también
definirse como un grupo de facies genéticamente relacionadas entre sí, con
un significado ambiental, por lo tanto puede ser expresada en diagramas,
como lo son las columnas sedimentarias.
Las facies son agrupadas tomando en cuenta la variación vertical en
los procesos, tomando en cuenta parámetros como: litología, tendencias
granulométricas, estructuras sedimentarias y minerales accesorios, de
manera tal que puedan servir para la definición del ambiente de
sedimentación. Para esto se toma en cuenta la nomenclatura utilizada por
PDVSA-Intevep s.a., como una manera sencilla de nombrar y clasificar las
variabilidad de facies tomando en cuenta la textura, principales accesorios y
estructuras sedimentarias de la roca. (Ver Tabla 4)
5.
IDENTIFICACIÓN Y CARACTERIZACIÓN DE ELECTROFACIES
Con registros de pozo y los datos obtenidos en el análisis de núcleo,
se caracteriza la secuencia según su respuesta a la herramienta petrofísica.
Con ayuda de los perfiles de pozo y los análisis de núcleo, debe identificarse
cualquier límite litológico/estratigráfico; así como también los límites de
electrofacies. Con esto será posible realizar las correlaciones necesarias y
mapas base en la zona en estudio.
En el año 1975, la Compañía Shell desarrolló un esquema de
clasificación de arenas basado en su respuesta a los perfiles eléctricos de
litología (GR, SP), algunas veces apoyado en los registros de resistividad.
Las principales formas observadas fueron campana, embudo y cilindro, esto
con la finalidad de dar una clasificación a las formas del registro y lograr una
correcta correlación de las arenas. (Figura 6)
18
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
METODOLOGÍA
Figura. 6. Clasificación de arenas según sus formas en registros
GR o SP desarrollado por Shell. (Modificado de Rider, 1996)
Actualmente se usa principalmente el perfil de Rayos Gamma (GR)
debido a que muestra una gran variedad de formas y una mejor definición.
El registro GR es indicador del contenido de arcillas y su comportamiento se
explica en términos de variaciones en el contenido de arcillas. En cambio, el
registro de Potencial Espontáneo (SP) indica la presencia de rocas porosas y
permeables, por lo tanto es usado también para estimar el volumen de
arcillas y con esto, realizar una correlación de facies.
De acuerdo entonces, con el comportamiento de las curvas, y con la
ayuda de información bioestratigráfica, es posible interpretar ambientes de
depositación, ya que están relacionados con diferentes niveles de energía y
con ciclos regresivos-transgresivos. (Figura 7)
19
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
METODOLOGÍA
Figura 7.. Facies interpretadas del comportamiento de las curvas de litología. Idealizan las
facies sedimentológicas. Modificado de Rider, 1996.
La importancia radica en que este tipo de interpretaciones pueden
contribuir a establecer la paleogeografía de la zona, ya que en muchas
20
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
METODOLOGÍA
oportunidades representan una importante herramienta en estratigrafía
secuencial para mostrar la variabilidad de facies (Ver figura 8).
Figura. 8. Reconstrucción de ambientes sedimentarios a través de
correlaciones realizadas con registros eléctricos. Modificado de Rider, 1996.
Se debe entonces emplear una secuencia adecuada para un correcto
análisis de electrofacies:
PASO 1: Interpretación de la Litología.
Debe estar basada en el registro de litología y al menos el de
resistividad; de ser posible debe ser corroborado con muestras de núcleo u
otro tipo.
Se debe verificar la calidad del registro, ya que puede mostrar valores
anómalos. Así, areniscas con un alto valor de rayos gamma, pueden incluir
21
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
METODOLOGÍA
feldespatos, micas u otros elementos radioactivos no arcillosos, que pudieran
enmascarar la litología real.
En sentido vertical, los registros individualmente pueden servir para
interpretar tendencias, líneas base o valores absolutos.
También debe
indicarse el valor de la máxima deflexión de la curva de litología, que indicará
la presencia de las lutitas puras, y que será llamada “Línea base de lutitas”.
Según el tipo de registro que se utilice, los distintos tipos de litologías
muestran valores característicos, que muchas veces son agrupados en
tablas y hacen más fácil la interpretación de las facies.
Los límites de estratos deben ser colocados concienzudamente,
generalmente los mejores registros para interpretarlos son los de densidad,
además este límite debe ser dibujado en el punto medio de la tangente del
hombro que se muestre en el registro, lo que representará simplemente un
criterio para su demarcación.
PASO 2: Identificación de Electrofacies.
Una vez establecida la litología, en los registros pueden encontrarse
características vistas sobre trazos que podrían o no tener significado
geológico.
Estas pueden ser líneas base, tendencias, rasgos, cambios
abruptos y anomalías. Esta información podría ser utilizada para establecer
una secuencia en el registro, ambiente de depositación o facies.
A
continuación
se
describen
las
características
mencionadas
anteriormente:
Líneas Base (Baselines); verticalmente están representadas por un valor
constante, con importancia litológica y estratigráfica. En registros GR la línea
base representa un alto valor de radioactividad, que indica lutitas puras,
mientras que los valores bajos de radioactividad indican la presencia de
arenas limpias.
22
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
METODOLOGÍA
Las líneas base pueden ser usadas con todos los registros, no sólo
con GR, así, si algún registro muestra valores constantes verticalmente, esto
sugiere que la litología es constante o no hay cambio de formación. Además,
cada tipo de arcilla responde de manera distinta a cada una de las
herramientas, por lo tanto podrían mostrar distintos valores de línea base, lo
que indicaría un cambio de unidad estratigráfica: pertenecen a diferentes
electrofacies. Generalmente son demarcadas en color verde.
Líneas de Tendencia (Trend lines); está definida como
un cambio
persistente en los valores del registro a lo largo de cierto espesor, sea
disminución o incremento. Están relacionadas con estratos o contactos, en
decenas de metros se refieren a ciclos o secuencias; y en cientos de metros
se refieren a grandes eventos o rellenos de cuencas. (Ver Fig. 9)
Figura.9. Líneas de tendencia muestran el aumento de los
valores del registro a lo largo de cierto espesor. En este caso
se muestran granocrecientes.
Modificado de Rider, 1996.
Las líneas de tendencia pueden notarse en varias escalas, si existe en
unos pocos metros puede considerarse como una tendencia pero puede no
tener significado geológico; pero cambios que persisten a lo largo de grandes
espesores, pueden indicar cambios en la sedimentación, bien sea
23
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
METODOLOGÍA
engrosamiento o adelgazamiento del tamaño de grano (granocreciente o
granodecreciente respectivamente).
Forma o rasgos de las curvas; las distintas formas adquiridas por los
registros están referidas a litologías definidas, deben ser marcadas sobre el
registro en colores distintos. Esto será referido al esquema de clasificación
elaborado por la SHELL (1975); sin embargo, estas podrían no ser fácilmente
reconocidas.
Cambios abruptos; el reconocimiento de éstos a través de los registros
es de suma importancia, ya que pueden constituir cambios de litología,
discontinuidades estructurales o estratigráficas, cambios en fluidos o, aún
más importante, pueden indicar ruptura en la lógica depositacional.
Relacionado con la variabilidad de las facies. En este sentido, los cambios
abruptos en las curvas son esencialmente importantes en reconstrucciones
sedimentológicas y análisis de estratigrafía por secuencias.
Los cambios abruptos pueden ser definidos como patrones litológicos
y de depositación, siendo relacionados con secuencias, así como fallas o
discordancias.
Pueden identificarse los siguientes tipos de cambios abruptos:
1)
Cambios relacionados con la litología
Flujo erosivo
(Catástrofe)
2)
No relacionados con la litología
Discordancia
Falla
(Cambio diagenético)
(Cambio de fluidos)
Estos cambios serán marcados sobre el registro con una línea
horizontal. Si un cambio abrupto en un registro separa a una arenisca de
una lutita infrayacente, este puede ser un contacto erosional, lo que podría
interpretarse como una tendencia al levantamiento y exposición a la
24
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
METODOLOGÍA
superficie de los sedimentos; y debe ser indicado con el símbolo
correspondiente. Si por el contrario, el cambio abrupto muestra una lutita
que descansa sobre una arenisca, esto puede ser interpretado como
profundización de la cuenca.
Si la interpretación litológica muestra que el cambio abrupto se
encuentra dentro de una secuencia lutítica, lutita descansando sobre lutita,
entonces no será inundación ni erosión y deberá considerarse la existencia
de una falla o discordancia, y se necesitarán más datos para definir si es una
u otra.
6.
REPRESENTACIÓN DE LAS COLUMNAS ESTRATIGRÁFICAS EN
EL PROGRAMA APPLECORE DE MACINTOSH.
Se crea entonces, una hoja sedimentológica de los núcleos de los
pozos utilizados para tal estudio, que contendrá la información desarrollada
en los ítems anteriores; además podrán agregarse las curvas de litologías
disponibles y calibradas con las descripciones de los núcleos.
Con la ayuda de un editor de imágenes (Canvas 7.0), podrán incluirse
en cada una de las hojas sedimentarias, fotografías de núcleo y de detalle,
además de otros datos que se consideren necesarios como un aporte a la
descripción sedimentológica y que faciliten el análisis de cada una de las
Litofacies encontradas en la secuencia de interés.
7.
INTEGRACIÓN DE INFORMACIÓN BIOESTRATIGRÁFICA
Se analiza la información bioestratigráfica existente, de manera tal que
pueda delimitarse la ocurrencia de los palinofósiles dentro de las secciones
estratigráficas, de manera tal que puedan establecerse patrones, lo que
ayuda a una mejor interpretación paleoambiental.
25
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
La presencia o
METODOLOGÍA
no de fósiles es una herramienta útil para la
interpretación ambiental, debido a que su ocurrencia obedece a las
condiciones físicas en las cuales se desarrollaron en vida, permitiendo esto,
delimitar zonas coherentemente correspondientes a distintos ambientes de
depositación, sean terrestres o marinos, esto, por supuesto, apoyado en la
litología, que es respuesta directa de la energía del medio.
De acuerdo a la ocurrencia de fósiles que puedan ser marcadores
bioestratigráficos, se lleva a cabo una correlación gráfica, lo que permite la
determinación de hiatos depositacionales y secciones condensadas, que
corresponden al amarre de la información bioestratigráfica con la estratigrafía
secuencial, dando como resultado la formulación de hipótesis sobre patrones
de sedimentación que son evaluados frente a modelos de estratigrafía
secuencial.
En una sección donde se evidencia isocronismo, es posible comparar
eventos bioestratigráficos y otros de interés geológico.
Es
posible
entonces
conocer
gráficamente
el
contenido
bioestratigráfico de pozos o secciones de campo, permitiendo en un mapa de
facies visualizar la variabilidad lateral dentro de una misma unidad
estratigráfica.
8INTEGRACIÓN
CORRELACIÓN.
DE
SEDIMENTOLOGÍA
Y
ESTRATIGRAFÍA.
Los estudios sedimentológicos realizados tanto por análisis de núcleo,
registros eléctricos y en trabajos previos, se integran, de manera que pueda
realizarse la cartografía y modelaje sedimentológico-estratigráfico en la zona
en estudio.
Las facies son calibradas con los registros usados para generar
electrofacies en el análisis estático.
Estas electrofacies son interpretadas a
26
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
METODOLOGÍA
partir de la información de pozos y entonces extrapoladas a otros pozos
usando técnicas de correlación de pozo a pozo.
Esta identificación está
basada en rasgos típicos de las curvas del registro y sus tendencias, como
ya se explicó en ítems anteriores.
El uso de la información de los registros implica que sólo los
principales rasgos pueden ser representados en un modelo de facies.
El
problema puede ser exacerbado cuando asociaciones complejas de
estructuras sedimentarias aparecen en pequeños intervalos de profundidad,
haciendo
imposible
detectar
estos
rasgos
usando
los
registros
convencionales.
La principal aplicación geológica de los registros siempre ha sido la
correlación estratigráfica en subsuelo.
Los registros de pozo son, en gran parte, registros litoestratigráficos.
Cuando es combinado con paleontología, a menudo una tendencia dice que
un horizonte particular es diacrónico, debido a que la microfauna ocurre a
niveles diferentes.
Aunque esta es una posibilidad, debe considerarse la distancia entre
pozos, ya que si tienen pocos kilómetros de distancia, podrían tener las
mismas facies con diferentes edades.
En el presente trabajo se utilizó un método de correlación
automatizado bajo plataforma Geoframe de Schlumberger, controlado por
datos de carpetas de pozos y de sedimentología.
Se ubicaron dentro de la base de datos de PDVSA los registros de
litología a ser utilizados para cada pozo.
Debido a que éstos no se
encontraban en la mayoría de las veces de manera continua, tuvieron que
ser editados utilizando la aplicación Well-Edit de Geology Office, de manera
27
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
METODOLOGÍA
tal que pudieran empalmarse aquellos que correspondieran a un mismo pozo
en intervalos diferentes.
Para comenzar a realizar las secciones, se llevó a cabo un mapa base
dentro del Proyecto de la aplicación, en el cual pudieran generarse los
transectos, que luego el programa convertiría en secciones con el uso de los
registros de litología. (Ver Anexo 3)
Se desplegaron cada una de las secciones estratigráficas con el uso
de la herramienta “CrossSection Composite de Geology Office”, una vez que
se llevó a cabo la interpretación de litofacies a detalle de cada pozo, el
programa permitió “colgar” la sección, utilizando como datum estratigráfico la
discordancia cretácica.
Se interpretaron las fallas en las secciones utilizando el mapa de
basamento de Smith (1983), de manera que se hiciera una interpretación
cercana a la realidad de los elementos estructurales que atraviesan la
secuencia Paleozoico en el área de estudio (Ver Anexo 4).
Las secciones de esta manera realizadas fueron editadas en el
programa CorelDraw10! de Corel Corporation con el objetivo de mejorar su
presentación visual.
9.
INTERPRETACIÓN Y PRESENTACIÓN DE LOS RESULTADOS
La definición y caracterización de las litofacies puede determinar las
condiciones de sedimentación y posterior diagénesis que han afectado la
secuencia Paleozoico de la Cuenca Oriental de Venezuela; su información
paleontológica aunado con las litofacies permiten interpretar posibles
ambientes de sedimentación y su posible extensión dentro de la Cuenca.
28
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
METODOLOGÍA
Las secciones estratigráficas llevadas a cabo a través de los
diecinueve (17) pozos en estudio darán como resultado final la distribución
espacial de la secuencia Paleozoico y su caracterización.
Con todo lo anterior, se lleva a cabo la Tesis Especial de Grado, cuya
finalidad es mostrar la posible historia geológica de la secuencia Paleozoico
de la F. P. O. en la Cuenca Oriental de Venezuela.
29
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GEOLOGÍA HISTÓRICA REGIONAL
III.I.- G
E O LO G Í A R
EG IO N A L
GEOLOGÍA
REGIONAL
22.1..1.- G
EOLOGÍA H
ISTÓRICA
EGIONAL
CA R
GEOLOGÍA
HISTÓRIC
REGIONAL
La geología regional comprende los procesos y características de el
norte del Cratón de Guayana durante en el Paleozoico; y está estrechamente
relacionada con la evolución geológica del continente americano debido a los
procesos de tectónica global durante el Pre-Cámbrico y el Paleozoico.
Las cuencas precámbricas y de principios del paleozoico reflejan la
interacción entre la sedimentación y la subsidencia, atribuida principalmente
a tectónica y magmatismo.
ERIKSSON et al. (2001) definen estas cuencas como depósitos para la
acumulación de secuencias de rocas sedimentarias y volcánicas, las cuales
han rellenado un gran espesor dentro de una superficie significativa.
Presumiblemente, el magmatismo sería la principal causa en la
formación de estas cuencas, promoviendo una rápida subsidencia y el
levantamiento de otras zonas cratónicas.
PPRE-CÁMBRICO
RE-CÁMBRICO
Los cambios en el magmatismo y la composición atmosférica sumados
a la evolución de la composición de las rocas de la corteza continental en los
tiempos precámbricos, así como la concomitante evolución de la vida habrían
de combinarse a la influencia del clima y procesos erosivos, y por tanto, la
tasa de sedimentación. Es por esto, que las tasas de sedimentación son
mucho mayores que en el Fanerozoico.
Aunque muchos geólogos describen las sucesiones precámbricas
como basamento cristalino con metamorfismo de alto grado, muchas
cuencas precámbricas y paleozoicas se encuentran muy bien preservadas y
30
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GEOLOGÍA HISTÓRICA REGIONAL
con un bajo grado de metamorfismo. Además, muchos de estos depósitos
poseen una excelente preservación de las estructuras sedimentarias
primarias que de otra manera hubieran sido destruidas por bioturbación,
como es el caso común en cuencas jóvenes.
Los paleoclimas de estas eras están íntimamente relacionados con los
cambios en la composición atmosférica, jugando un rol importante en la
evolución de la cuenca debido a que controlan la intensidad de la
meteorización y denudación, y durante las glaciaciones influenciaron
fuertemente el nivel del mar.
El clima húmedo y caliente combinado con la naturaleza agresiva de la
atmósfera Neoarqueano, la ausencia de vegetación continental, y la actividad
permanente de cianobacterias en suelos delgados, produjeron tasas de
meteorización y erosión más altas que las que actualmente se conocen en la
Era Fanerozoico.
Según STANLEY (1999), el magnetismo de las rocas y otras evidencias
geológicas sugieren fehacientemente que entre los tiempos de la orogenia de
Greenville, entre 1200-1000 millones de años, y hace 500 millones de años,
la Tierra se sometió a los más grandes episodios de sutura y fragmentación
continental, al menos un supercontinente, posiblemente dos, se formaron y
separaron durante este intervalo, el cual se prolongó hasta el límite entre los
eones Proterozoico y Fanerozoico.
Los cinturones orogénicos de África
meridional, la península India, y Australia, sugieren que estas regiones a lo
largo de Laurasia se adjuntaron al este de Antártica en ese tiempo. Como
resultado de la extensa sutura, las masas terrestres que luego serían
Gondwana rodearon la mayor parte de Laurasia (Fig. 10 A). Las masas en
conjunto así formadas, son conocidas como Rodinia, rivalizando al
supercontinente Pangea del Fanerozoico en tamaño total.
ensamblado totalmente hace mil millones de años atrás.
31
Rodinia fue
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GEOLOGÍA HISTÓRICA REGIONAL
Entre los 800 y 700 millones de años atrás, Rodinia se fracturó a la
mitad, lo que conformó uno de los más importantes eventos de rifting de
todos los tiempos, porque de allí se originó el Océano Pacífico.
El gran bloque que se separó de Laurasia al formarse el Océano
Pacífico formó eventualmente el segmento oriental de Gondwana.
Este
bloque y Laurasia continuaron separándose, y el Océano Pacífico continuó
creciendo hasta que sus bordes principales colisionaron con caras opuestas
del recientemente formado cratón Africano.
De esta manera un nuevo
supercontinente pudo haberse formado, con África como centro (Fig. 10 B).
Figura 10. Cambio en los patrones paleogeográficos a finales de la Era Proterozoico y
principios del Paleozoico. Modificado de Stanley, 1999.
Es bien conocido que hace 700 a 500 millones de años, numerosos
pequeños bloques continentales fueron suturados para formar el gran cuerpo
de corteza que hoy constituye África. Las orogenias que suturaron estos
bloques, son llamadas en conjunto con el término Orogenia Panafricana.
Este episodio culminó hace 610 millones de años aproximadamente,
alrededor de 40 millones de años antes de que comenzara la Era Paleozoico.
32
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GEOLOGÍA HISTÓRICA REGIONAL
Cercano al comienzo del Paleozoico, sin embargo, Laurasia y Báltica fueron
separados del supercontinente. (Figura 10 B).
PPALEOZOICO
ALEOZOICO
El Paleozoico, conocido como la Era Primaria o edad de la vida
antigua se inició aproximadamente hace 570 M. a. y tuvo una duración de
aproximadamente 320 M. a.
Comprende seis períodos: Cámbrico,
Ordovícico, Silúrico, Devónico, Carbonífero y Pérmico.
C
ámbrico
Cámbrico
BENEDETTO (1982), admite la existencia durante gran parte del
Paleozoico de un verdadero océano interpuesto entre América del Norte y la
masa continental constituida por Europa-África, denominado océano
Protoatlántico o Iapetus.
Según el mismo autor,
durante el Paleozoico
Temprano los cratones Norafricano y de Guayana formaron parte de un
extenso margen continental que se extendía hacia el norte en dirección del
Geosinclinal Caledonio, y en dirección E-O a lo largo del borde oriental del
Escudo de Brasil, que están además relacionadas paleontológicamente con
las cuencas Eopaleozoicas de Perú, Bolivia y Argentina.
El Cámbrico tuvo una duración aproximada de 60 M. a., durante este
tiempo las masas continentales emergentes fueron más extensas que en el
Pre-Cámbrico. En muchos lugares las plataformas continentales cámbricas
se traslaparon sobre plataformas del período anterior.
Según STANLEY (1999), los restos de sedimentos del Cámbrico se
presentan como afloramientos o en el subsuelo de Norteamérica y Eurasia,
fuera de las áreas de los escudos precámbricos.
A escala general, los mares de este período eran muy extensos, las
masas continentales bajas, muchas veces desbordadas por las mareas, y
que sufrían hundimientos y levantamientos periódicos por tiempos más o
33
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GEOLOGÍA HISTÓRICA REGIONAL
menos largos. El clima fue templado y todas las formas vivas fueron marinas
(STANLEY, 1999).
El período Cámbrico fue notable por la inundación progresiva de los
continentes.
La fase de esta tendencia ocurrió cerca de la Era Pre-
Cámbrico, cuando la mayoría de los cratones terrestres estuvieron
principalmente por encima del nivel del mar.
Como resultado, sólo se
expandieron áreas locales de los continentes modernos, produciendo un
continuo registro de depósitos de aguas someras a lo largo del límite
Precámbrico-Cámbrico (STANLEY, 1999).
Los mares comenzaron a invadir sobre los continentes ampliamente
expuestos ligeramente después del comienzo del Cámbrico, los sedimentos
siliciclásticos fueron erosionados de los continentes y acumulados alrededor
del margen continental.
A medida que transcurrió el período Cámbrico, muchas partes de
Gondwana quedaron por encima del nivel del mar, particularmente como
resultado de levantamientos regionales causados por actividad orogénica
entre los 800 y 500 millones de años atrás. Otros cratones, sin embargo,
muestran evidencia de una continua invasión de los mares del Cámbrico
hasta que un poco de su área total quedó expuesto a finales del Cámbrico
(Fig. 11) (STANLEY, 1999).
Figura 11. Paleogeografía mundial en el Cámbrico Tardío. Modificado de Stanley, 1999.
34
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GEOLOGÍA HISTÓRICA REGIONAL
Todo el tiempo, durante el Cámbrico Medio y Tardío, alguna parte de
Laurasia central estuvo por encima del nivel del mar. Alrededor del margen
de la tierra, los cinturones de depositación marina fueron arreglados con
patrón concéntrico. Los sedimentos siliciclásticos derivados del cratón fueron
depositados en el cinturón más interno. Este cinturón fue esencialmente el
mismo cinturón siliciclástico marginal que rodeó al continente durante el
Cámbrico Temprano, pero estuvo alternado en el interior a lo largo de la línea
de costa.
Mar adentro de este cinturón se situaron amplias plataformas
carbonáticas que luego fueron invadidas por arrecifes.
El arreglo de los continentes en el Cámbrico Tardío fue notablemente
diferente al Pre-Cámbrico.
Para el tiempo, las amplias superficies
continentales estaban situadas en bajas latitudes y acumulaban calizas de
aguas someras.
O
rdovícico
Ordovícico
En el Ordovícico, al cual se le calcula una duración de 75 M. a.,
continuó la estructuración de Pangea. Las zonas emergentes eran menores,
debido al avance de los mares. La actividad volcánica fue considerable en
ciertas zonas. Comenzó el levantamiento de la corteza que diera origen a
las cadenas montañosas de Europa y Norteamérica.
En Asia, los
sedimentos Ordovícicos son muy abundantes, en África se encuentran sólo
al norte y en Sudamérica afloran desde Argentina hasta Colombia.
En los comienzos del período Ordovícico, Báltica había estado situada
entre el ecuador y el polo sur, y se fue trasladando hacia el norte.
Según MOJICA & VILLARROEL (1990), la distribución de facies
sedimentarias en los Llanos de Colombia y Venezuela “sugieren un mar
epicontinental con un ambiente costero en el sector oriental (Formación
Aracuara) y una amplia plataforma somera con inclinación hacia el occidente
(Formaciones La Cristalina y El Hígado).”
35
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GEOLOGÍA HISTÓRICA REGIONAL
Casi a finales del período Ordovícico, una caída global en el nivel del
mar causó una discordancia que conformaría el tope de estratos de
ambientes de agua somera en todo el mundo. El descenso del nivel del mar
se debió a que una capa de hielo que se formó en Gondwana removió una
cantidad significante de agua del ciclo de agua global (STANLEY, 1999).
Ciertamente, el movimiento de Gondwana por encima del polo sur fue
un elemento esencial, pero el supercontinente continuó en esta posición por
millones de años.
En general, los mares eran extensos y de poca profundidad, y mucho
de los actuales continentes estaban aún bajo el agua. El clima fue cálido
hasta en los polos y el deshielo y la formación de montañas determinó en
gran medida la reducción de la superficie de tierra firme y la expansión de los
mares. La calidez del clima favoreció la evolución y diversificación biológica
para la futura adaptación a la vida terrestre.
La invasión de las tierras continentales por los mares llegó a su punto
máximo durante este período. Ya en la fase superior hubo levantamientos
que dieron lugar a una serie de orogenias, como la Taconiana por elevación
de Los Apalaches.
SSilúrico
ilúrico
El período Silúrico se considera con una duración de 35 M. a., y en él
existió mucha actividad orogénica, principalmente en Europa (RICARDIS,
1984).
Muchas de las tierras emergentes, poseían un perfil bajo y más o
menos plano con extensos mares interiores durante el Silúrico Temprano.
El resto del período como consecuencia de una elevación paulatina de
las placas continentales, las tierras más bajas se hacen áridas, por lo que se
secaron algunos mares continentales.
36
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GEOLOGÍA HISTÓRICA REGIONAL
La sedimentación del Silúrico en Sudamérica ocurre principalmente
durante el Silúrico Temprano y Tardío.
Las antiguas series del este de Brasil central han sido consideradas
por algunos como de edad Silúrico, basados en una escasa e
insuficientemente estudiada fauna.
Algunos autores simplemente las
consideran pre-Devónicas, basados en la paleogeografía, y en condiciones
estratigráficas, litológicas y estructurales (WEEKS, 1946).
Tal como en Norteamérica, el Silúrico de Sudamérica está mejor
desarrollado al este del continente.
Los sedimentos de esta edad se
encuentran en Matto Grosso (Brasil) y al oeste, lo que indicaría una posible
conexión entre el Amazonas y la Cordillera al norte de Bolivia (WEEKS, 1946).
En Colombia, según MOJICA & VILLARROEL (1990) no se preserva
Silúrico, debido a que fue un lapso de tiempo ”dominado por la
emersión/erosión de las áreas invadidas por el mar durante el CambroOrdovícico”.
Según WEEKS (1946), el mar cubrió gran parte de lo que actualmente
conforma
Sudamérica,
probablemente
en
respuesta
a
movimientos
Caledónicos, que afectaron muchas partes de la Tierra . A finales del Silúrico
el mar avanzó, lo que continuaría a comienzos del Devónico.
Estos
sedimentos se encuentran a lo largo de Perú, Bolivia y Argentina.
El clima fue dominantemente templado, y fue favorable para el
desarrollo y la diversificación de la vida.
D
evónico
Devónico
El período Devónico tiene una duración aproximada de 45 M. a. Los
extensos
mares
continentales
se
reducen
como
consecuencia
del
levantamiento de cadenas montañosas y volcánicas en Norteamérica,
Europa y Asia. Esto produjo acreción de la masa continental, aparición de
37
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GEOLOGÍA HISTÓRICA REGIONAL
zonas áridas, conservándose un clima templado en zonas ecuatoriales,
donde existió mayor diversidad de organismos.
Un importante rasgo geográfico nuevo que apareció durante el tiempo
Devónico fue el continente de Euramérica, el cual estaba formado por la
unión de Laurasia, Báltica y Avalonia.
BENEDETTO (1982) postula que la Cuenca Devónica ColomboVenezolana se desarrolló en el margen continental norteamericano y durante
la fase de cierre del Océano Iapetus se soldó al norte de Gondwana; de esta
manera explican el borde de Santa Marta como un fragmento alóctono en el
cual se desarrolla la Cuenca Devónico-Carbonífero de Colombia y
Venezuela.
En general, en los períodos Silúrico y Devónico persistió un alto nivel
del mar en relación con las superficies de los principales cratones. En el
Silúrico Temprano, el nivel del mar se elevó respecto al de finales del período
Ordovícico, lo que pudo deberse al continuo deshielo de extensos glaciares
polares que habían sido formados en el período Ordovícico.
BENEDETTO (1982) explica la ausencia de capas Silúrico-Devónico al
norte de América del Sur como debidas a no-depositación, causada por la
aparente migración de la línea de costa hacia el noroeste desde el Cámbrico
al Silúrico (BENEDETTO
Y
RAMÍREZ, 1985) relacionada directamente con un
movimiento suave de ascenso del sector oriental del Cratón de Guayana.
Se ha conseguido una amplia distribución de arrecifes orgánicos, lo
que ha sido evidenciado por la acumulación de grandes volúmenes de
depósitos de evaporitas, que se formaron aproximadamente a 30° de latitud
del antiguo ecuador, por lo cual STANLEY (1999) sugiere que el clima del
Paleozoico Medio fue relativamente cálido. En la cuenca Paraná, en Brasil,
se consiguen algunos arrecifes tabulares.
38
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GEOLOGÍA HISTÓRICA REGIONAL
Los depósitos marinos en muchas partes del mundo apuntan dos
intervalos donde las aguas profundas del océano fueron anóxicas. Estos
depósitos ricos en organismos, conocidos como capas Kellwasser, ocurren
típicamente como dos unidades separadas cada una con 0,5 a 2 metros de
espesor.
Los períodos Silúrico y Devónico fueron tiempos de amplios
desarrollos de arrecifes y depósitos carbonáticos, pero también períodos de
orogenia.
C
arbonífero
Carbonífero
El período Mississipiano o Carbonífero Temprano tuvo una duración
aproximada de 65 M. a. (RICARDIS, 1984).
El clima de este período fue cálido, la mayor parte de las superficies
continentales fueron llanuras bajas tipos costanero, que serían inundadas
periódicamente por mares poco profundos u otros ambientes lacustrinos.
El nivel del mar declinó para finales del período Devónico, y se elevó
en los comienzos del Carbonífero, los mares someros se esparcieron a lo
largo de amplias superficies continentales de bajas latitudes, lo que propició
la formación de carbonatos.
Las temperaturas del polo sur fueron extremadamente frías a
comienzos del período Carbonífero, mientras que las condiciones cálidas
prevalecieron en las áreas continentales cercanas al ecuador.
Al final del período se produjo emersión de las placas continentales y
actividad orogénica, el clima se hizo más seco y frío debido a la
profundización de los mares y disminución en algunas zonas de la superficie
terrestre.
En el Carbonífero Tardío, Pennsylvaniano, con una duración de 25 M.
a. aproximadamente se presentaron zonas con clima cálido húmedo, zonas
39
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GEOLOGÍA HISTÓRICA REGIONAL
templadas, subtempladas y frías. Durante la porción media del Carbonífero,
el movimiento hacia el norte de Gondwana causó que el continente
colisionara con Eurasia, y la orogenia que lo causó es la llamada Herciniana.
En la parte final del período se completó la separación de Pangea:
Laurasia, con una porción que se proyecta hacia el Pacífico llamada Angara
(Alaska-Siberia-Asia) y Laurasia (Norteamérica y bloque Noratlántico) que se
continúa con la península de Europa.
La transición de comienzos a finales del Carbonífero estuvo marcada
por dos eventos importantes: Una disminución global del nivel del mar y una
gran extinción de vida marina. En muchas partes del mundo, la caída del
nivel del mar estuvo evidenciada por una discordancia en sedimentos de
ambientes marino someros. Presumiblemente, la caída del nivel del mar se
debió a que los glaciares se esparcieron por toda Gondwana irrigando la
tierra (STANLEY, 1999).
El continente de Gondwana con la futura América del Sur, África, India
y Australia, todo como unidad pero separada de la Antártica.
Los
cambios
geográficos
generaron
elevación
de
cadenas
montañosas en varias localidades de los supercontinentes y con ello la
formación de grandes cuencas.
PPérmico
érmico
Al final del Paleozoico, correspondiente al período Pérmico, tuvo una
duración aproximada de 40 M. a., la configuración continental no varió
considerablemente, aunque existió un calentamiento que provocó un clima
más árido y seco, cuando los glaciares se derritieron en Gondwana y la
propagación de condiciones áridas causaron pantanos carbonosos en
muchas partes del mundo, lo que causó la desaparición de muchas zonas
pantanosas y mares continentales. La actividad orogénica fue intensa.
40
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL
El mundo de finales del Paleozoico estuvo marcado principalmente por
cambios climáticos. Los glaciares se extendieron sobre toda la región polar
del sur de Gondwana durante el período Carbonífero y retrocedieron en el
Pérmico.
Durante finales del período Paleozoico los principales continentes se
juntaron, tanto que a principios de la Era Mesozoica, todos formaron el
supercontinente denominado Pangea. El sector de Gondwana situado por
encima del polo sur fue cubierto por un gran glaciar continental que estuvo
durante el período Pérmico.
Mientras tanto, en las regiones ecuatoriales
persistieron condiciones calurosas (STANLEY, 1999).
22.2..2.- G
EOLOGÍA E
STRUCTURAL R
EGIONAL
GEOLOGÍA
ESTRUCTURAL
REGIONAL
El nivel del mar muy bajo a comienzos del Paleozoico es confirmado
por la extensa cubierta producida en la transgresión del Cámbrico y el alto
nivel de
87
Sr/86Sr en el agua del mar del Paleozoico Temprano, además la
caída del nivel del mar en el Neoproterozoico también pudo deberse al
decrecimiento de espesor de la corteza oceánica (ROGERS et. al., 1995)
Laurasia
consistió
esencialmente
del
cratón
excluyendo algunos terrenos adheridos tiempos después.
norteamericano,
Gondwana se
formó en la Era Panafricana (Proterozoico Tardío – Cámbrico Temprano) e
incluye los núcleos de los cratones de Suramérica, África, Antártica, Australia
e India (HOFFMAN, 1991 en KENETT, 1997).
Gondwana puede dividirse en dos partes, “Gondwana Oriental” con
una historia de acreción desde el Arqueano hasta 1000 M. a. y una
“Gondwana Occidental” conformada entre el Proterozoico Temprano hasta el
Paleozoico Medio.
Según este modelo (BOND et. al, 1984 en KENETT, 1997), Laurasia, fue
separado de Gondwana en el Cámbrico por una distancia significante.
41
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GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL
El término Pan-Africano, es definido por KENNEDY (1964) como un
evento termotectónico que afectó amplias áreas en cinturones móviles de
cratones africanos. El período es usado en otros continentes para referirse a
eventos cercanos a 730-550 Ma. (BLACK & LIEGEOIS, 1993. En: ROGERS et
al., 1995)
Según MARQUES DE ALMEIDA et al. (2000), la plataforma sudamericana
está definida como una porción continental estable de la placa suramericana
que no fue afectada por las zonas orogénicas del Fanerozoico.
El
basamento de esta plataforma consiste de corteza del Arqueano y
Proterozoico dispuesta durante tres principales arreglos de eventos
orogénicos: (1) Trans-Amazónico (Paleoproterozoico), (2) Mesoproterozoico
y (3) Brasiliano/Pan Africano.
El resultado final fue la consolidación de
cinturones móviles jóvenes del basamento de la plataforma.
Esto fue el
principal fenómeno responsable del patrón de los componentes tectónicos
(núcleo cratónico y cinturones plegados) y la formación de la estructura
general en el momento en que la plataforma era una porción del
supercontinente Gondwana.
El cratón sudamericano se define como una porción de corteza
continental relativamente no deformada durante el Mesozoico y Cenozoico,
no afectado fuertemente por los procesos orogénicos Andinos (y Caribeños)
de Venezuela en el norte, Argentina en el sur y el borde norte del cinturón
deformado de la Sierra de La Ventana. (MARQUES DE ALMEIDA et al., 2000)
La estabilidad relativa es una característica que define a una
plataforma.
Para una plataforma dada, algunos atributos geológicos
adicionales han sido reconocidos:
Antigüedad, debido a que es común que rocas arqueanas y
proterozoicas dominen los basamentos
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GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL
Transitoriedad, debido a que comprende una larga historia de fases
tectónicas evolutivas.
Diversidad de asociaciones estructurales en el basamento y otras
secuencias bien definidas (Fanerozoico o más antiguo).
A partir del Cámbrico Medio, según MOJICA & VILLARROEL (1990), se
desarrolló en Sudamérica una cuenca miogeosinclinal de mayores
profundidades hacia el oeste, cercano a lo que actualmente conforma el alto
Orinoco (frontera Colombo-Venezolana), y que tuvo su máxima extensión
durante el Ordovícico Temprano a Medio, atribuyéndola a un fracturamiento
distensivo, que fuera invertido a finales del Ordovícico para provocar una
fuerte etapa de emersión erosión durante el Silúrico.
Con base a datos radiométricos se postuló una actividad intrusiva
importante durante el Paleozoico Inferior, y en particular en tiempos
ordovícicos.
Otro período más antiguo e importante está centrado alrededor de un
período entre 1200 a 1100 M. a.; es mayormente conocido como
“Greenville”, equivalente al “Kibaran” evento de África. Muchas evidencias
muestran eventos orogénicos en Gondwana entre el período Pan-Africano y
el Greenville (ROGERS et al., 1995)
Autores como TOUSSAINT & RESTREPO (1988) señalan que el NO de
Sudamérica está compuesto por un mosaico de terrenos adosados al Escudo
de Guayana en varios momentos de la historia, pero particularmente el área
de Amazonas ha sido parte del escudo al menos desde comienzos del
Paleozoico. Cabe destacar que aunque varios autores suponen esto, no han
sido definidas con exactitud las zonas de sutura entre los cratones.
BALDIS (1992), indica que el sector sudamericano-africano del
continente Gondwana poseyó para el Pre-Cámbrico Superior, un núcleo de
cratones centrales, originados de una corteza arcaica fragmentada
43
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GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL
retrabajados en sucesivas etapas de fracturación y soldadura que culminan
en los ciclos Pan Africano y Brasiliano.
En los Llanos Colombianos, los eventos tectónicos paleozoicos están
marcados por débiles plegamientos anteriores a la discordancia de las
unidades mesozoicas sobre las paleozoicas (TOUSSAINT & RESTREPO, 1988).
Las edades y sitios de rifting de Rodinia han sido inferidos por zonas
de margen pasivo sobre los cratones de Gondwana y por las historias de
subsidencia en las cuencas de Gondwana.
La subsidencia del Cámbrico fue el resultado de una etapa de pre-rift.
Las curvas indican que fue causada por rifting y adelgazamiento de la
corteza, y otras subsidencias paleozoicas estuvieron relacionadas a tectónica
colisional y acrecional.
Las características geométricas de las cuencas eopaleozoicas
estuvieron relacionadas con la acción de elementos estructurales originados
principalmente en el ciclo Brasiliano, y que fueron reactivados desde el
Cámbrico.
Entre los sectores que BALDIS (1992) define según sus marcos
estructurales se encuentran:
El área definida desde el límite de la Patagonia hasta las zonas del
alto Amazonas y Orinoco, y sus zonas colindantes de África. Se definen
como un conjunto de plataformas con ejes de depocentros subparalelos al
contorno gondwánico, y cuyos marcos estructurales están definidos como
rifts o rifts marginales.
Específicamente la cuenca amazónica está definida por BALDIS (1992)
como un rift abortado en cuyos flancos no fueron desarrollados los sistemas
de fracturación, pero aún así conserva el paralelismo al borde continental y
sus dorsales internas transversales a la cuenca.
44
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL
Un núcleo cratónico compuesto por varios fragmentos, con cinturones
de plegamiento y zonas de cuencas intraplacas tanto en África como en
Sudamérica.
En esta unidad BALDIS (1992) define un conjunto de
lineamientos que actuaron en el control de génesis, geometría y evolución de
estas cuencas. (Fig. 12)
La movilidad de estos grandes lineamientos y la transcurrencia de los
cinturones móviles asociados se relacionan con estas cuencas de principios
del Paleozoico, originadas por colisiones intracontinentales, basado en el
adelgazamiento cortical, compresión y tracción en repetidas oportunidades,
que dieron lugar a la implantación de las cuencas eopaleozoicas.
BALDIS (1992) indica que se ha comprobado la existencia y continuidad
de estos lineamientos con transcurrencia dextral, originando cuencas
transtensionales, que fueron rellenadas por molasas a comienzos del
Cámbrico.
Los terrenos pertenecientes a Sudamérica fueron reorganizados y
trasladados aproximadamente a sus posiciones actuales al final del Devónico
(WILLIAMS, 1995 en KENETT, 1997).
En Sudamérica (Cratones de Amazonas y San Francisco) y en África
han sido preservadas secuencias de rift.
Sin embargo, BALDIS (1992) indica que la placa sudamericana posee
un reticulado estructural Pre-Cámbrico, que obedece a dos sistemas de fallas
de direcciones NE y NO, y que han sido reactivados sucesivamente durante
el Fanerozoico.
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Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL
Figura 12.. Esquema megaestructural trandsgondwánico durante el Paleozoico Temprano
Modificado de Baldis (1992)
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Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFÍA REGIONAL
NUMPAQUE (1986) en MUÑOZ (1988) reconoce en los Llanos orientales
de Colombia una fosa tipo Graben denominado “Graben de Arauca”, de
dirección OSO-ENE, cuya actividad postula posiblemente desde el PreCámbrico, en el cual se depositó un gran espesor de sedimentos
paleozoicos, y que posee continuidad hacia los Llanos Venezolanos donde
ha sido llamado “Graben de Espino”, que está dividido en dos brazos, el
Graben de Nutrias, SO-NE, y el Graben de San Fernando, OSO-ENE.
Estos conjuntos han sido relacionados a la apertura de cuencas rifts y
su posterior cierre, o también han sido relacionados con márgenes de otros
océanos, con mayores complicaciones.
La historia del Neoproterozoico y Paleozoico Temprano a Medio
sugiere intercambio de terrenos entre ambos continentes.
Así, terrenos
exóticos en el este de Norteamérica pueden haber sido derivados de
Sudamérica o de África.
22.3..3.- E
STRATIG
RAFÍA R
EGIONAL
IG
ESTRATI
GRAFÍA
REGIONAL
22..3
.1. - G
eneralidades
.33.1.Generalidades
A pesar de que existen muchos rasgos análogos entre los sedimentos
del Pre-Cámbrico y depósitos sedimentarios más jóvenes, tienden a haber
grandes diferencias, esto debido a la variación de condiciones en las cuales
se depositaron las rocas, en cuanto a fuente, meteorización y características
de las cuencas.
El significado de estas diferencias es difícil de evaluar,
particularmente con la reducida resolución paleoambiental por la ausencia de
invertebrados y plantas fósiles entre las sucesiones pre-cámbricas.
La distribución temporal de depósitos eólicos probablemente es reflejo
de un número de posibles factores, incluyendo poca exposición de las áreas
cratónicas en el Arqueano Tardío-Paleoproterozoico, la existencia de pre-
47
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFÍA REGIONAL
vegetación en sistemas fluviales y una atmósfera diferente (ERICKSSON et al.,
1998).
Los períodos de desarrollo lito-estructural de la corteza cratónica de la
plataforma sudamericana varían considerablemente y están bien registradas.
Se conoce que desde el período Cámbrico ellos contienen innumerables
coberteras vulcano-sedimentarias (algunas de ellas asociadas a conjuntos
plutónicos).
Comparado con Norteamérica y Eurasia, los continentes sureños
tienen un registro sedimentario muy incompleto y disperso en los períodos
tempranos del Paleozoico. Esta deficiencia se debe probablemente a las
condiciones emergentes de las masas continentales del sur, que favorecían
la erosión en vez que la depositación.
Los estratos del Paleozoico Temprano son escasos en la parte de
África situada en las adyacencias del Ecuador: la mayor parte del territorio
africano estuvo por encima del nivel del mar, tal como está en el presente; un
poco más al norte, África posee unas delgadas acumulaciones del Cámbrico.
Las rocas Ordovícicas y Silúricas descansan bajo someras bahías del mar de
Tetis, y son semejantes a las rocas contemporáneas de Europa meridional.
Aunque las rocas depositadas en el Paleozoico Temprano de Sur
América son mucho mejores que las de África, son todavía muy inferiores a
las de Norteamérica.
Los depósitos del Pre-Cámbrico Tardío (Algonkian) son difíciles de
diferenciar en muchos casos (WEEKS, 1946).
Se encuentran series de sedimentos altamente metamorfizados
depositados en un antiguo geosinclinal de tendencia NNE al este de Brasil.
Al sur del Orinoco en Venezuela se encuentran depósitos similares.
48
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFÍA REGIONAL
En Colombia y áreas adyacentes en el occidente venezolano se
conoce sedimentación de Cámbrico Tardío y Ordovícico respectivamente.
En una Era Paleozoico más avanzada, alrededor de más de la mitad
de Sudamérica estaba cubierta por mares Devónicos, incluyendo la actual
cadena andina y la Cuenca de Amazonas.
Cuando la estabilidad tectónica fue alcanzada, después del período
Cámbrico, el vulcanismo estuvo casi completamente ausente durante el
calmado y largo estado de estabilización post-Cámbrico.
Durante este
segundo estado mayor, desde la primera mitad del período Ordovícico, unas
verdaderas secuencias cratónicas, compuestas de sedimentos marinos y
continentales, comenzaron a desarrollarse sucesivamente hasta los tiempos
del Triásico y Jurásico.
BENEDETTO (1982), reconoce cuatro unidades tectonoestratigráficas al
norte y NO del Escudo de Guayana, basado en el estilo estructural, las
litofacies y la edad de los eventos compresivos y magmáticos. Entre ellas
sugiere una zona A en Sudamérica caracterizada por depósitos marinos
someros acumulados sobre el basamento, que representa una cobertura de
plataforma cratónica de edad Precámbrico Tardío-Eopaleozoico. Indica que,
aunque son comparables con las del norte de África, en Sudamérica no
existe sobre el cratón de Guayana rocas sedimentarias más jóvenes que el
Ordovícico. Interpreta también una cobertura de plataforma deformada, que
denomina zona B, de edad Paleozoico Medio; una zona C, cinturón móvil con
fuerte actividad orogénica y magmática durante el Ordovícico y PermoCarbonífero; y por último, una cobertura del Paleozoico Superior de escasa
actividad magmática y suavemente deformada
Cuencas occidentales de Gondwana, muy extensas comienzan a recibir
sedimentos en el Proterozoico Tardío - Paleozoico Temprano, y pueden ser
afectados por la consolidación.
49
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFÍA REGIONAL
La mejor representación de estas secuencias está a lo largo de lo que
correspondiera al territorio de Gondwana: Salimões (600.000 Km2),
Amazonas (400.000 Km2), Panaíba (700.000 Km2) y Chaco-Paraná (600.000
Km2), este último principalmente en Argentina, estas son consideradas las
cuencas más grandes de Sudamérica que incluyen: (1) Maranhao, con
secuencias delgadas Cambro-Ordovícicas en su base; (2) Paraná, con
sedimentos comenzando en el Ordovícico; y (3) Amazónica, formada con rift
de Paleozoico Temprano por colisión continental de bloques con el cratón
Africano Occidental (MARQUES DE ALMEIDA et al., 2000).
La plataforma sudamericana se consolidó completamente entre el
período Proterozoico Tardío e inicios del Paleozoico coincidiendo con el ciclo
Brasiliano.
Su basamento se encuentra esencialmente estructurado por
rocas metamórficas de las facies anfibolita a granulita de edades arqueanas,
asociados a unidades proterozoicas que son representadas por fallas de
facies de esquistos verdes y coberturas sedimentarias y volcánicas poco o
nada metamorfizadas.
Las secuencias cratónicas están separadas entre sí por discordancias
interregionales y corresponden a los principales eventos sobre la superficie
de la plataforma con la caída y posterior aumento del nivel base regional.
Cada uno de estos ciclos es una asociación de grupos y formaciones,
así como de capas aisladas, en algunos casos, entre discordancias
regionales.
Muchos problemas y obstáculos son comunes para la
estimación de espesores (después de los eventos erosionales previos) de las
columnas sedimentarias formadas, como cambios de espesor debido a
compactación, modificaciones geométricas post-depositacionales, datos
cronológicos pobremente definidos o insuficientes, etc.
Según MARQUES
DE
ALMEIDA et al. (2000), después de esta etapa de
transición (secuencia Alpha) en las condiciones estructurales graduales y
tectónicas, desde cinturones móviles hasta los dominios de cratones
50
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ESTRATIGRAFÍA REGIONAL
estables, las cuencas paleozoicas de Gondwana desde el Ordovícico hasta
tiempos del Jurásico recibieron la deposición de
cuatro secuencias
cratónicas verdaderas (Beta, Gamma, Delta y Delta-A), de ambientes
marinos y continentales, con sus particularidades naturales de una cuenca a
otra.
En tiempos post-Paleozoico el interior de la plataforma comenzó a ser
activado intensamente debido a procesos tectónicos de formación de los
márgenes activos y pasivos presentes del continente suramericano.
Etapa de Transición – Secuencia Alpha
Esta secuencia incluye rocas sedimentarias (principalmente clásticos
continentales inmaduros), y volcano-sedimentarias con plutónicas; desde el
Neoproterozoico hasta el final del Cámbrico, diacrónicas de una cuenca a
otra.
Las secuencias volcano-sedimentarias rellenaron estas cuencas de
cientos de miles de metros de espesor, principalmente con depósitos
clásticos inmaduros (más rocas volcánicas) y estilos plegados discontinuos.
Etapa de Estabilidad
Fue
desarrollada
bajo
condiciones
ortoplataformales,
cuando
secuencias de cobertera continuas y maduras de proveniencia marina
(principalmente, pero no exclusivamente, del Paleozoico Temprano) y
continental pudieron formarse extensamente.
El magmatismo estuvo prácticamente ausente durante este largo
período (más de 350 M.a. en algunas cuencas), aunque su final es
diacrónico y está generalmente marcado por el magmatismo basáltico del
Mesozoico, localmente comienza a aparecer al final del período Pérmico
(Cuenca Amazonas).
51
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFÍA REGIONAL
La Secuencia Beta
Está formada por sedimentos continentales, presentando transiciones a
depósitos marinos fosilíferos, caracterizando así la primera transgresión
marina importante sobre la recientemente consolidada plataforma.
Entre las formaciones pueden ser mencionadas algunas ocurrencias
menores
de
depósitos
marino-someros
y
glaciales
en
las
bahías
sedimentarias de Amazonas, Panaíba y Paraná. Los sedimentos en esta
secuencia a menudo se encuentran aflorantes en la periferia de las cuencas,
pero muchas de ellas ocurren bajo condiciones de subsuelo.
La Secuencia Gamma
Corresponde a un ciclo marino transgresivo-regresivo completo, desde
el Devónico Temprano hasta finales del Carbonífero inferior, limitado al tope
y la base por dos importantes discordancias interregionales.
En la Cuenca Amazonas el registro de un ciclo sedimentario completo
comienza y termina con sedimentos fluvio-deltaicos, sucesivamente pasando
a través de facies nerítica, euxínica y glacio-marina.
Este es el escenario más general en el Paleozoico Temprano de la
cobertera en la plataforma suramericana, bajo condiciones tectónicas
estables y una fuerte influencia marina.
La enorme discordancia erosional en el tope corresponde al límite de
plataforma y fue atribuida a la influencia de eventos orogénicos Hercinianos
en el margen occidental del continente (La cadena Andina).
Secuencia Delta y subsecuencia Delta-A
El último ciclo tectono-sedimentario Paleozoico tuvo una evolución
compleja limitada al tope por una discordancia del Pérmico Superior/EoTriásico.
Una diferenciación climática y paleogeográfica puede ser
observada en los registros sedimentarios de esta secuencia desde cuencas
52
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFÍA REGIONAL
al norte (condiciones semi-áridas, sedimentos fluviales y marinos) hasta el
sur.
La subsecuencia Delta-A representa una de los mayores desiertos en
la
historia de la historia de la Tierra los cuales cubrieron áreas del
supercontinente (desde el Pérmico hasta el Cretácico Temprano), marcado
por procesos de rifting y magmatismo basáltico (MARQUES DE ALMEIDA et al.,
2000).
22.3.2..3.2.- PPaleozoico
aleozoico een
n VVenezuela
enezuela
Existen manifestaciones de sedimentación paleozoica en Venezuela
en al menos tres regiones: en el subsuelo de la Cuenca Oriental, en Los
Andes venezolanos y en la zona de El Baúl (Ver Tabla 3).
Las rocas sedimentarias paleozoicas más antiguas de Venezuela
(Cámbrico Temprano) se encuentran en el subsuelo de las Cuencas BarinasApure y Oriental, y están representadas por una cobertura de plataforma
poco deformada y en posición subhorizontal y que reposa sobre el
basamento ígneo-metamórfico, denominadas formaciones Hato Viejo y
Carrizal.
La primera consta principalmente de areniscas arcósicas y la
segunda de argilitas con colores verdes y rojo violáceo (L. E. V., 1997).
En el Macizo de El Baúl, afloran las rocas metasedimentarias de la
Formación Mireles, de edad Tremadociano, perteneciente al Grupo El
Barbasco.
Estas rocas consisten de filitas carbonosas fosilíferas,
metalimolitas y algunos intervalos de cuarcitas de grano fino.
Debido a la existencia del alto estructural de El Baúl, no se
depositaron
en
esta
zona
sedimentos
correspondientes
crono-
estratigráficamente a las unidades del Cámbrico Temprano, siendo invadida
esta estructura por la transgresión del límite Cambro-Ordovícico que depositó
los sedimentos de la Formación Mireles (BORDONARO, 1992).
53
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFÍA REGIONAL
En Los Andes venezolanos reposan discordantemente sobre las rocas
metamórficas de la Formación Bella Vista (Cámbrico Tardío), rocas
sedimentarias fosilíferas del Ordovícico Tardío y/o Silúrico denominadas
formaciones Caparo y El Horno (PIMENTEL, 1992). La Formación Caparo
carece del metamorfismo sufrido por la Formación Mireles, sin embargo
posee características litológicas similares, por lo que según ODREMAN &
USECHE en L.E.V. (1997) “son interpretadas como de ambientes litorales
poco profundos (...), en una plataforma marina situada en el borde
septentrional del Cratón de Guayana”.
La Formación El Horno, suprayacente a la Formación Caparo, posee
varios niveles de conglomerados, lo que permitió a SHAGAN (1968) en L. E. V.
(1997) postular un hiatus significativo entre ambas formaciones.
22.3.3..3.3.- PPaleozoico
aleozoico een
nC
olombia
Colombia
La cuenca de los Llanos colombianos posee una gruesa secuencia de
sedimentos paleozoicos que reposan discordantemente sobre el basamento
cristalino Pre-Cámbrico.
El basamento cristalino de las regiones de los Llanos Orientales y del
Amazonas está conformado por el Complejo Migmatítico Mitú y por el Grupo
Granulítico de Garzón.
De base a tope, BOGOTÁ-RUIZ (1988) definió tres secuencias
sedimentarias del Paleozoico en esta cuenca (Ver Tabla 3):
1.
Secuencia de metasedimentos compuesta por calizas dolomíticas,
grawacas, lavas almohadilladas, silos diabásicos, lutitas violáceas y
verdosas,
lutitas
calcáreas,
cuarcitas
y
localmente
conglomerados,
pertenecientes al Grupo Güejar con macrofauna del Cámbrico Medio.
MOJICA & VILLARROEL (1990) agrupan a esta unidad y a la Formación
Negritos junto con las Formaciones depositadas en Venezuela, y lo
54
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFÍA REGIONAL
interpretan como un ambiente de aguas profundas, correspondiente a una
plataforma infralitoral, dominada parcialmente por sedimentación detrítica
influenciada por esporádicas variaciones del nivel del mar.
2.
Discordantemente sobre los metasedimentos anteriores se encuentra
una secuencia marina compuesta principalmente de lutitas grises a negras
fosilíferas intercaladas con areniscas y limolitas.
Presenta capas rojas
localmente.
MOJICA & VILLARROEL (1990) atribuyen esta secuencia a las
formaciones El Hígado y La Cristalina, y la interpretan como de un ambiente
de cierta profundidad, alejado de la costa y en condiciones reductoras, que
permite suponer una continuación hacia un ambiente oceánico más
profundo.
3.
Una secuencia identificada en afloramientos a lo largo de la Cordillera
Oriental, perteneciente al Paleozoico Inferior pero que no ha sido bien
diferenciada en la Cuenca de los Llanos. Se sabe que esta secuencia se
caracteriza por presentar co-ocurrencia de acritarcos, chitinozoarios y
esporas triletes.
MOJICA & VILLARROEL (1990) la atribuye como de la Formación
Aracuara, es una unidad predominantemente detrítica, que interpretan como
de un ambiente marino somero a costanero, sometido a oscilaciones de la
línea de costa.
Tiene carácter transgresivo debido a que reposa
directamente sobre el basamento.
BRIDGER (1982) en BORDONARO (1992) reconoce en la Cordillera
Oriental Colombiana una “Unidad Duda”, consistente de areniscas calcáreas
turbidíticas con calizas en el tope y lentes de cuarcitas, postuladas como de
edad Cámbrico.
No se han encontrado en Colombia rocas de edad Silúrico, y según
PIMENTEL (1992) “este fue un período de erosión y levantamiento causado
55
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFÍA REGIONAL
por la estructuración y metamorfismo de las rocas del Paleozoico Inferior
(Cámbrico-Ordovícico) existentes en la Cordillera Oriental, el Macizo de
Santander y la Sierra de Perijá”, coincidiendo con la Orogénesis Caledónica.
22.3.4..3.4.- PPaleozoico
aleozoico een
n eell nnorte
orte dde
eB
rasil
Brasil
En el territorio brasilero correspondiente a la Plataforma Suramericana
se registran rocas sedimentarias, volcánicas y plutónicas reconocidas como
de edad Cambro-Ordovícico (Ver Tabla 3).
La sedimentación del Paleozoico Temprano del Brasil responde a
movimientos del cratón brasilero a finales del denominado ciclo Brasiliano,
que fue una última reactivación tectónica de la plataforma sudamericana
ocurrida entre los 1000 y 450 Ma.
La sedimentación en el Paleozoico Temprano del Brasil corresponde
a un estadio tectónico de transición de la Plataforma que incluye procesos
post-geosinclinales del ciclo Brasiliano.
ALMEIDA (1969) en FULFARO et al. (1992) analizando la diferenciación
tectónica de la plataforma sudamericana señala en su etapa de transición
(Paleozoico Temprano) tres fases:
•
Inicial, con acentuada movilidad tectónica causando plegamientos y
cizallamientos, en la cual se produjo una sedimentación marina y continental
no molásicas.
•
Intermedia, con tectonismo de fallas, formando cuencas intramontanas
y marginales. En esta fase se registran sedimentos molásicos en pequeñas
cuencas formadas en regiones de comprobada tecto-orogénesis Brasiliana.
Se conoce vulcanismo ácido a intermedio.
•
Final, caracterizada por un tectonismo atenuado de sedimentación no
molásica.
56
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFÍA REGIONAL
La Cuenca de Amazonas, es la más cercana al territorio venezolano,
ésta se encuentra encajada en el cratón brasiliano amazónico.
CAPUTO et al. (1972) en FULFARO et al. (1992) indica que la secuencia
Eopaleozoica de esta cuenca se inicia con la Formación Prosperança, no
fosilífera, de areniscas y limolitas con más de 1000 m de espesor y está
cubierta por otra secuencia también estéril, con limolitas y argilitas
intercaladas, denominada Formación Acari.
Sin embargo, otros autores
opinan que estas unidades pertenecen al Proterozoico Superior.
El período Cambro-Ordovícico del Brasil representa una línea del
tiempo
que
delimita
eventos
de
naturaleza
nítidamente
orogénica,
formadores de litologías Proterozoico que formaron las grandes bahías
sedimentarias del Paleozoico.
Discordante sobre la Formación Acari se encuentra la Formación
Trombetas, que gracias a su diversidad y abundancia de fósiles ha sido
asignada de edad Silúrico. De base a tope esta Formación ha sido dividida
por CAPUTO et al. (1972) en MOJICA & VILLARROEL (1990), en los siguientes
miembros: Autás-Mirim, Nhamundá, Pitinga y Manacapuru. En general, la
formación consta de intercalaciones de areniscas y limolitas con niveles
sublíticos y sideríticos. Se encuentran marcadas bioturbaciones.
Gran parte de estas unidades mencionadas anteriormente muestran
aspectos comunes, en cuanto a litologías constituyentes, ambientes de
depositación y controles tectónicos, que permiten clasificarlas tentativamente
en modelos característicos, representado por secuencias rocosas de carácter
molásico, asociadas a productos de vulcanismo en estructuras
de tipo
bahías intermontañas. Como parte de los efectos finales del Ciclo Brasiliano,
y
asociados
a
esta
situación,
se
encuentran
cuerpos
plutónicos
representativos de intensa granitización post-orogénica (BOGOTÁ-RUIZ, 1988).
57
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFÍA REGIONAL
Otros sedimentos antiguos de Brasil y Uruguay, ocasionalmente han
sido cartografiados en el Paleozoico Temprano, quizás Precámbrico Tardío.
Sin embargo, es la opinión de WEEKS (1946), en ausencia de fósiles
reconocibles, los geólogos son capaces en general, a atribuir grandes
edades a algunos o todos los sedimentos que muestren alto grado de
metamorfismo.
No existe evidencia paleontológica de depósitos del Cámbrico que
hayan sido encontrados en los Andes Patagónicos u otro lugar de
Sudamérica con una latitud mayor a los 38° al sur (WEEKS, 1946).
58
Tabla 3. Tabla de Correlación Regional del Paleozoico Inferior a Medio en la región Septentrional de América del Sur
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFÍA REGIONAL
59
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GEOLOGÍA LOCAL
IIII.II.- G
E O LO G Í A L
OCAL
GEOLOGÍA
LOCAL
33.1..1.- G
ENERALIDADES
GENERALIDADES
La sedimentación del Paleozoico en la placa sudamericana, estuvo
controlada principalmente por procesos eustáticos que afectaron la
plataforma del cratón, y la fuente principal de sus sedimentos estuvo basada
en el desgaste y erosión de las mismas rocas graníticas que hoy en día
conforman el basamento.
abarca
todo
el
Se registra en toda Sudamérica, y su tiempo
Paleozoico,
más
sin
embargo,
fue
interrumpida
eventualmente, lo que hace que sea una superposición de capas con
innumerables hiatus y discordancias, desde el Cámbrico hasta finales del
Paleozoico.
La Cuenca Oriental de Venezuela limita al sur con las rocas ígneas y
metamórficas del Cratón de Guayana, coincidiendo con el curso del río
Orinoco y al norte con los sedimentos ligeramente metamorfizados de las
penínsulas de Araya y Paria (HEDBERG, 1950).
La sedimentación en las vertientes septentrionales del Cratón de
Guayana durante el Paleozoico ha sido comprobada por la perforación de
algunos pozos en la F. P. O., así como en algunas prospecciones geofísicas.
Sin embargo, el registro sedimentario Paleozoico se encuentra más completo
en Brasil y otros países latinoamericanos que en Venezuela, y es con la
información de estas regiones que se han hecho correlaciones con la
fragmentada historia del Paleozoico en Venezuela.
La sedimentación paleozoica de la Cuenca Oriental, está representada
por las formaciones Hato Viejo y Carrizal, datadas como Cámbrico Temprano
(DI GIACOMO, 1985) y según algunos autores corresponde a un ciclo
sedimentario de capas interdigitadas de carácter continental con influencia
60
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GEOLOGÍA LOCAL
marina; por lo tanto, la mayor parte de la Era Paleozoico no presenta registro
rocoso dentro de la Cuenca Oriental.
Actualmente se investiga acerca de si estas rocas Pre-Cretácico
poseen algún potencial hidrocarburífero; esto relacionado con algunas
impregnaciones de hidrocarburos encontradas en ciertos núcleos recobrados
en la faja y que CABRERA DE MOLINA (1985) reportara como generado
“en rocas cretáceas y terciarias durante el Mioceno InferiorPlioceno y ha migrado a través de las arenas productoras
terciarias que sobrelapan el Paleozoico o basamento.
Localmente la migración se produce a través de fallas que
ponen en contacto el Terciario y el Cretáceo con el preCretáceo.”
Según FEO-CODECIDO (1981), existen indicios de que al menos la
Formación Carrizal tiene potencialidades de posible roca madre, debido a
que constituye una potente unidad marina de amplia distribución geológica.
Además, piensa que, los reservorios pueden estar constituidos por las
arenas de la Formación Hato Viejo y los tramos arenosos de la Formación
Carrizal, al igual que las arenas cuarcíticas del Grupo Roraima.
La propuesta anterior es rechazada por GOSH et al. (1983), quienes
aseguran que la porosidad de esta secuencia es muy baja para ser
reservorio y que debido al bajo contenido de COT deben excluirse como
rocas generadoras, lo que ha sido confirmado en los resultados obtenidos en
los informes del Proyecto 4020 de la Gerencia de Análisis Exploratorio
Integrado de PDVSA-Intevep.
No obstante, la extensión geográfica de estas unidades es muy
limitada y además discontinua, lo que dificulta su correlación, esto se debe a
que su tope no es simplemente la discordancia cretácica, debido a que no es
isócrono, y podría considerarse como una sucesiva superposición de
superficies erosivas.
La mayor parte de estas rocas reposa en el basamento de estructuras
distensionales de edad Mesozoico que lograron proteger parte de la
61
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GEOLOGÍA HISTORICA LOCAL
sedimentación que se había acumulado hasta el momento. Un ejemplo de
esto es el gran espesor de rocas paleozoicas que se encuentran en el
Graben de Espino.
Según ERLICH & BARRET (1992), la Cuenca Oriental de Venezuela fue
sobreimpuesta en un área que estaba en el interior del supercontinente de
Pangea; el registro sedimentario Paleozoico y la ausencia de rocas marinas
paleozoicas sugieren que antes de la etapa de “rifting” Jurásico el área
estaba principalmente en un contexto continental a marino marginal, lo que
luego sería corroborado con el estudio de las estructuras sedimentarias
realizado por RAMÍREZ (1982), donde indica que las asociaciones de
estructuras sedimentarias encontradas en las rocas pelíticas de Carrizal
permiten inferir la instalación de condiciones marinas muy someras en la
periferia norte del Escudo de Guayana.
Figura 13. Modelo de Evolución Geológico según Ramírez (1982)
62
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GEOLOGÍA HISTORICA LOCAL
Según RAMÍREZ (1982), la ausencia de estratos sedimentarios desde la
Formación Roraima hasta finales del Pre-Cámbrico sugiere peneplanización
del área y gran estabilidad del Escudo durante este tiempo. Se rellenan
cuencas tectónicas formadas por distensión con una sedimentación
inmadura de carácter local (Hato Viejo); y luego durante el Cámbrico se
sumerge la periferia del Escudo, donde se instalaría un régimen marino de
aguas muy someras, comprobado por la presencia de fósiles de edad
Cámbrico-Tremadociano. (Ver Fig. 13)
Según FEO-CODECIDO (1980), la sedimentación de esta secuencia
comenzó en el Cámbrico “sobre una cuenca pericratónica a lo largo del
borde septentrional del Escudo de Guayana”, desde la actual frontera entre
Colombia y la Sierra de Perijá, hasta la parte de Anzoátegui ubicada al oeste
del área positiva de la zona de Piarra.
Los sedimentos de ambientes marino profundos del norte, sufrieron
metamorfismo como consecuencia directa de las orogénesis Caledoniana y
Herciniana, que conforman un cinturón orogénico aflorante actualmente en
los estados Barinas, Cojedes y Guárico (FEO-CODECIDO, 1980).
BENEDETTO & RAMÍREZ (1985) explican la evolución tecto-sedimentaria
de esta secuencia, según el siguiente modelo de evolución geológico:
63
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GEOLOGÍA HISTORICA LOCAL
Figura 14.. Evolución Tecto-Sedimentaria de la Cuenca según Benedetto & Ramírez (1985)
RAMÍREZ (1982) plantea la posible vinculación del desarrollo de esta
cuenca con el fracturamiento continental relacionado con la apertura del
Océano Iapetus o Protoatlántico.
Según DI CROCE (1999) las formaciones Hato Viejo y Carrizal podrían
correlacionarse con secuencias paleozoicas de la Cuenca Bove al sur de
Senegal y su extensión al oeste de Florida, debido a que en algunas
reconstrucciones de Pangea éstas estuvieron adyacentes al norte de la
Cuenca Oriental de Venezuela. Algunos reflectores al este de esta cuenca
sugieren la ocurrencia de rifts limitados, que pueden ser equivalentes con el
“rifting” del graben de Espino al oeste y el graben de Tacutú del NE de Brasil.
Este mismo autor indica que existe evidencia limitada que sugiere que
el “rifting” Jurásico afectó el cratón Pre-Cámbrico de Sudamérica y algo de su
cubierta Paleozoica, evento que también fue reportado en los grábenes de
Espino y Tacutú.
64
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
GEOLOGÍA ESTRUCTURAL LOCAL
33.2..2.- G
EOLOGÍA E
STRUCTURAL L
OCAL
GEOLOGÍA
ESTRUCTURAL
LOCAL
DI CROCE (1999), utilizando el concepto de tectónica de placas,
sugiere que la Cuenca Oriental de Venezuela es la consecuencia de una
compleja interacción entre las placas de Sudamérica, Norteamérica y el
Caribe.
Debido a la ausencia de registro sedimentario del Pre-Cámbrico
Tardío, RAMÍREZ (1982) postula peneplanación del cratón, comportándose
como un elemento estable y positivo en esos tiempos. A finales del PreCámbrico comenzó una fase distensiva que originó sistemas de fallas
normales intracratónicas en “echelón” en la periferia del Escudo, lo que
PARNAUD et al. (1995) identificaran como etapa pre-rift. Ya en el Cámbrico,
existe sumergimiento de la periferia del Escudo que según RAMÍREZ (op cit.)
estaría relacionado al episodio tectónico anterior.
La etapa distensiva del Pre-Cámbrico Tardío sería la respuesta al
fracturamiento continental relacionado con el océano Protoatlántico, que
alcanza su máxima apertura durante el Ordovícico Tardío, seguida por una
etapa de cierre gradual hasta fines del Paleozoico.
Según CABRERA (1985) en la zona de estudio se destaca un sistema
de fallas normales de dirección ENE con buzamiento NO, conformado por las
fallas de Altamira, Hato Viejo, Carrizal, Quebradón y Machete entre otras;
mas, sin embargo, indica que de acuerdo a evidencias encontradas en los
pozos, éstas inician su actividad en el Jurásico.
Las principales estructuras encontradas en la región serían los
grábenes
de
Espino
y
Apure-Mantecal,
reconocidos
según
datos
aeromagnéticos (FEO-CODECIDO et al., 1984, en CABRERA, 1985), y que han
sido considerados según algunos autores como el resultado de movimientos
distensivos en las placas tectónicas en el Triásico-Jurásico, y cuyo substrato
65
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
estaba
conformado
por
GEOLOGÍA ESTRUCTURAL LOCAL
sedimentos
paleozoicos
no
metamorfizados
preservados en el borde del cratón (Ver Figura 15).
Figura 15. Mapa de Estructuras Locales. Modificado de WEC (1997) y Cabrera de Molina (1985)
BENEDETTO & RAMÍREZ (1985) han dividido la secuencia Paleozoico
Inferior de Venezuela en las siguientes unidades tectono-estratigráficas:
(1)
Hato Viejo y Carrizal, consideradas como cobertura de plataforma,
(2)
Cinturón de bajo o ningún metamorfismo, conformado por las
formaciones Mireles, Caparo y El Horno, aflorantes en El Baúl y
Los Andes.
(3)
Cinturón Pre-Cámbrico – Paleozoico Inferior muy deformadas y
metamorfizadas que afloran en Los Andes.
Según AYMARD (1980), las fallas del área de Zuata poseen amplio
desplazamiento en el Paleozoico, y varían con direcciones NO-SE a EO
cuando se aproximan al Escudo, sin embargo, en el área Machete el mismo
autor interpreta mediante gravimetría, magnetometría y sísmica una serie de
fallas en bloque de dirección EO con buzamientos norte y sur (Ver Fig. 15).
66
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFIA LOCAL
El basamento buza hacia el norte, y posee tres grandes depresiones
paleozoicas:
(1)
Depresión Carrizal, con profundidades mayores a 11.000’
(2)
Depresión Manapire, con profundidades mayores a 20.000’
(3)
Depresión Belén, con profundidades mayores a 15.000’.
El tope de la secuencia Paleozoico también buza hacia el norte con
diferentes ángulos de inclinación y según AYMARD (1980), los sistemas de
fallas que conservan los sedimentos paleozoicos han limitado y cambiado los
ambientes de depositación durante los dos últimos dos ciclos de
sedimentación.
En la interpretación de líneas sísmicas, DI CROCE (1999) encuentra
que el reflector “fuerte” más profundo corresponde al tope del basamento
cristalino, y este se caracteriza por poseer gran amplitud.
Según este mismo autor, al norte del gráben de Espino, el Paleozoico
está deformado y escasamente metamorfizado (El Baúl), y la falla “thrust” de
Apure separa esta deformación de la sedimentación Paleozoico que se
encuentra al norte del Cratón de Guayana.
La posible presencia de rifts jurásicos según DI CROCE (1999) está
principalmente soportada por las observaciones del rift Tacutú del NE de
Brasil, que es paralelo al gráben de Espino.
33.3..3.- E
STRATIGRAFÍA L
OCAL
ESTRATIGRAFÍA
LOCAL
33.3.1.
.3.1. G
eneralidades
Generalidades
La secuencia del Paleozoico en la Cuenca Oriental de Venezuela está
representada por las formaciones Hato Viejo y Carrizal, y está confinada al
subsuelo de los bloques Zuata y Machete de la Faja Petrolífera del Orinoco
en la Cuenca Oriental de Venezuela (Ver Fig. 16). La Formación Hato Viejo
67
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFIA LOCAL
ha sido postulada por algunos como parte basal de Carrizal, sin embargo, en
algunas regiones éstas se encuentran interdigitadas, por lo que quizás
puedan considerarse equivalentes temporales al menos hacia el tope de
Hato Viejo. Según GONZÁLEZ
DE
JUANA et al. (1980), ambas formaciones
pertenecerían al mismo ciclo sedimentario, parcialmente de carácter marino,
indicado por la presencia de glauconita.
El mismo autor indica que “en
publicaciones anteriores se había mencionado en las arcilitas la presencia de
un braquiópodo linguloide mal preservado, restos de peces y foraminíferos
arenosos”.
Ambas formaciones reposan discordantemente sobre un conjunto de
rocas ígneas y metamórficas de edad Proterozoico que pertenecen al
Escudo de Guayana y que, según AYMARD (1980) pertenecen esencialmente
al Complejo Imataca y al Grupo Supamo .
Existen algunas evidencias encontradas en pozos, de la existencia de
otra formación de carácter informal que en carpetas de pozo han llamado
“Formación Espino”, y que está definida por CARLOS STREDEL (1984) en
carpeta del pozo MCH-7-8X “como una sección de arena de grano fino,
regular selección y granos subredondeados (…) estratigráficamente postPaleozoico y Pre-Temblador y cuya distribución conocida se restringe al
subsuelo del graben de Espino”.
Estas formaciones (CABRERA, 1985) son vestigios de sedimentación
Paleozoico que perduraron luego de períodos erosivos del Permo-Triásico y
que fueron incorporados a estructuras distensivas como substratum.
El autor anterior indica que se ha reconocido una discordancia de
carácter regional (Permo-Triásico) que representa el tope de la Formación
Carrizal. Debido a que no se puede determinar el volumen de sedimentos
erosionados
durante
la
epirogénesis
Permo-Triásico
reconstrucción de la columna sedimentaria del Paleozoico.
68
se
dificulta
la
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFIA LOCAL
Aunque ha sido comprobada la existencia de sedimentos en los
bloques Zuata y Machete de la F. P. O., JAM & SANTOS (1988) postulan una
extensión de la Cuenca Paleozoico hacia el bloque Cerro Negro, esto debido
a la presencia de un intervalo de lutitas entre la base de las arenas masivas
del Miembro Morichal de la Formación Oficina y el basamento ígneometamórfico, sin embargo, esto no ha sido comprobado.
Las rocas paleozoicas estudiadas y descritas según análisis
sedimentológico de núcleos y lo reportado en carpetas de pozos, permiten
estimar la presencia de tres unidades de carácter formacional que infrayacen
a la discordancia del Cretácico. Ellas son, mencionadas de tope a base:
La unidad correspondiente a la Formación Hato Viejo, la cual no
muestra un comportamiento continuo en el subsuelo.
Se encuentra en
contacto transicional con la Formación Carrizal suprayacente, y es por esto y
por su posición estratigráfica, también discordante sobre el basamento
cristalino Pre-Cámbrico, que ha sido datada como de edad Pre-Cámbrico
Tardío – Cámbrico Temprano
La Formación Carrizal, que se encuentra continuamente en toda la
cuenca, y que yace discordantemente bajo la Formación Espino y la
discordancia cretácica. Es ésta la unidad Paleozoico más potente de las
encontradas en el subsuelo de la Cuenca Oriental, y es también la que ha
permitido establecer dataciones de la secuencia del Paleozoico inferior de la
Cuenca Oriental de Venezuela, atribuyéndole una edad Cámbrico Temprano
a Medio.
Una unidad reportada informalmente en carpetas de pozo como
Formación Espino?, la cual ha sido descrita por SOLÓRZANO et al. (2001-c) en
la descripción del núcleo del pozo NZZ-88X, y que ha sido datada como
Carbonífero sin diferenciar.
69
Figura 16. Sección Estructural – Estratigráfica de la Faja Petrolífera del Orinoco. Modificado de Aymard, 1980.
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFIA LOCAL
70
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFIA LOCAL
Se hace notar la ausencia de pozos que forman parte de este estudio
sedimentológico-estratigráfico, los cuales aunque no cuentan con núcleos,
fueron tomados como pozos control en las correlaciones, debido a que sí
atravesaron la secuencia Paleozoico y está reportada en sus carpetas de
pozo, permitiendo así limitar parte de la llamada Cuenca Cambro-Ordovícica
de la Cuenca Oriental de Venezuela.
Como ya se mencionó en el capítulo de Metodología, la descripción
realizada en los núcleos fue agrupada en Litofacies, de manera que el
análisis litológico regional sea más sencillo y completo. Para esto se tomó en
cuenta la nomenclatura llevada a cabo por PDVSA-INTEVEP (Ver Tabla 4).
Tabla 4. Clasificación de Litofacies según PDVSA-INTEVEP
IITTO
LLLITOLOGIA
A
GIIA
OG
OLLO
E
A
TTTAMAÑO
E
D
OD
ÑO
AÑ
MA
AM
DE
R
G
O
NO
AN
RA
G
GRANO
R
S
E
S
AS
RA
TU
CTU
UC
RU
STTR
E
URAS
ESTRUCT
M
E
S
S
AS
RIIA
AR
NTTA
EN
ME
DIIMENTARIAS
EDI
S
SED
TTR
O
S
OS
RO
O
OTROS
Arenisca
Limonita
Lutita
Heterolítica de arenas
Heterolítica de lutitas
Carbón
O
N
A
RA
UR
ATTU
CLLA
NC
EN
ME
OM
N
NOMENCLATURA
A_
Muy gruesa a
conglomerática
Gruesa
Media
Fina
Muy Fina
Limo
Arcilla
Arena/Arcilla
Arcilla/Arena
Carbonoso
Calcáreo
Masiva
Moteada,
paleoraíces
Estructuras de
deformación
Rizaduras
Rizaduras y
estratificación flaser
Lenticular
Estratificación cruzada
Estratificación
ondulada
Estratificación o
laminación paralela
Estratificación
hummocky
71
A0_
A1_
A2_
A3_
A4_
L1_
L2_
HA_
HL_
C_
_c
_ca
_ms
_m
_d
_r
_rfl
_l
_e
_o
_p
_h
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
33.3.2.
.3.2.
ESTRATIGRAFIA LOCAL
FFormación
ormación H
ato VViejo
iejo
Hato
3.3.2.1.
Litología
GENERAL
HAAS (1939) en HEDBERG (1950) define por primera vez la Formación
Hato Viejo como consistente “de arenas masivas y duras de grano fino a
grueso de colores rojizos y grises, arenisca gris y gris oscura la cual es
levemente calcárea y en porciones es extremadamente micácea y pirítica.
Los granos están redondeados y fuertemente cementados…”
GOSH et al. (1983) en un estudio más específico de la secuencia
Paleozoico describen esta formación como areniscas conglomeráticas,
granodecrecientes,
con
laminación
cruzada
(espina
de
pescado),
interestratificadas con una litofacies de arena-lutita interlaminada, con
glauconita y frecuente bioturbación vertical tipo Skolitos.
En general está caracterizada por la ausencia de turmalina y alto
porcentaje (7-8%) de feldespatos potásicos (GOSH et al., 1983).
Posee granos notablemente gruesos entre los tamaños medianos a
gruesos predominantes, indica que las arenas están medianamente
escogidas, y existe una tendencia al subredondeamiento-subangularidad, en
particular en los granos de
composición feldespática.
Estos granos
feldespáticos se encuentran alterados a caolín en mediana proporción, y los
que se conservan sin alteración son los que otorgan coloraciones rosadas a
la roca.
DETALLE
Se presenta en general como areniscas de grano medio a grueso, mal
escogidas, con colores pardos y rosáceos, con algunos niveles impregnados
de petróleo. (Ver Fig. 17)
72
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFIA LOCAL
Figura 17. Areniscas de la Formación Hato Viejo impregnadas de petróleo.
Pozo Maco-1X. Modificado de Solórzano et. al. (2003)
Hacia el NE (pozos Maco-1X y Hato Viejo-1X), existe una tendencia a
presentar intercalaciones de lutitas tipo Formación Carrizal, presentándose
en una proporción arena/arcilla aproximada de 1:9, correspondiendo según la
nomenclatura utilizada como una litofacies Heterolítica de Arenas (HA), lo que
le da al contacto entre estas unidades un carácter transicional.
Presenta como mineral detrítico principal y en abundancia el cuarzo,
mono y policristalino, seguido de feldespatos potásicos. Según los estudios
petrográficos llevados a cabo en esta unidad, se ha coincidido en la opinión
de una diagénesis de alto grado (Solórzano et al. 2003-b)
Sin embargo, debido a la ausencia de metamorfismo en rocas tan
antiguas, se han podido conservar intactas sus estructuras sedimentarias
73
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
primarias,
que
comprenden
ESTRATIGRAFIA LOCAL
estratificación
paralela,
estratificación
“hummocky” y estratificación cruzada.
La respuesta mínima del registro SP es aproximadamente de –70 a
–60 mV, indicando así intervalos porosos y permebles, que pueden
interpretarse como areniscas. Las lutitas tienen en general de –20 a 0 mV.
El pozo SDZ-43X es el que posee GR en esta unidad, y presenta una
forma cilíndrica indiscutible (30 gAPI), que sería indicador de una arena
limpia, aunque presenta delgados lentes de arcillas radioactivas (150 gAPI).
(Ver Tabla 5).
Tabla 5. Valores de GR indicadores de litologías. Según García E. (2001)
LLITOLOGÍA
ITOLOGÍA
IINTERVALO
NTERVALO G
R
GR
Calizas Y Anhidritas
15-20 Gapi
Dolomitas y Areniscas Limpias
20-30 gAPI
Arcillas
75-150 gAPI
Arcillas muy radioactivas
200-300 gAPI
3.3.2.2.
Edad
No se han encontrado en esta formación fósiles que hayan podido
asignarles una edad, sin embargo se le atribuye una edad Cámbrico
Temprano debido a su posición infrayacente con la Formación Carrizal de
Edad Cámbrico Temprano-Medio y suprayacente al basamento ígneometamórfico del Pre-Cámbrico
3.3.2.3.
Paleoambiente
Hedberg (1950), interpreta un paleoambiente de carácter continental,
quizás de alta energía, correspondientes a un relleno de cuenca de una fase
erosiva posterior a un período altamente tectónico.
74
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFIA LOCAL
Debido a la asociación de estructuras sedimentarias y a la textura de
la roca, sólo puede aseverarse que la unidad fue sedimentada en un
ambiente próximo costero,
y pudiera especularse, un ambiente más
específico como una llanura de marea.
3.3.2.4.
Contactos y Espesores
En su sección tipo (Pozo Hato Viejo-1X) posee un espesor de 90 m,
sin embargo, no se descarta que existan mayores espesores. Según el
Léxico Estratigráfico de Venezuela (L. E. V.) la unidad desaparece al este de
Anzoátegui meridional, y se conserva relativamente delgada en la mayoría
de los pozos perforados en el estado Guárico.
Según el estudio realizado en este trabajo, la Formación Hato Viejo se
muestra en su distribución geográfica como un cuerpo rocoso exclusivo del
sudeste de la zona en estudio, por lo cual pudiera ser confinado al área sur
de Zuata de la Faja Petrolífera del Orinoco, lo que demuestran los pozos
SDZ-43X, Hato Viejo-1X, Maco-1X y Zuata Este-1X. (Ver Anexos 5, 8, 10 y
11)
Lateralmente estas rocas pasan a areniscas cuarcíticas y lentes
conglomeráticos, y en la parte inferior está enriquecida por un conjunto
mineralógico de leucoxeno y circón, y hacia arriba pasa a uno con granate y
biotita (GOSH et. al., 1983).
La presencia de delgados niveles de pelitas oscuras en el tope de esta
formación, sugirió a HEDBERG (1950) la estrecha relación estratigráfica que
mantiene con la suprayacente Formación Carrizal.
La unidad no es muy potente, pero aun en los registros de litología
puede caracterizarse su respuesta eléctrica.
En el pozo Hato Viejo-1X
muestra un comportamiento granocreciente, forma cilíndrica en el pozo SDZ43X y granodecreciente en el pozo Zuata Este-1X.
Es importante esta
variabilidad de comportamientos, puesto a que la sección en la que se
75
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFIA LOCAL
muestran (Anexo 8), tiene una orientación que atraviesa la dimensión más
elongada de la unidad, lo que muestra la extensión del cuerpo rocoso y la
variabilidad lateral de las facies.
3.3.2.5.
Correlación y Extensión
La formación se encuentra en la zona de estudio como un cuerpo de
arena confinado al sur del área de Zuata (Ver Anexo 5).
Hacia el SE tiende a ser más arcilloso, donde también pierde espesor.
Debido a que es claramente notable el salto estructural en los estratos de la
unidad producido por las fallas (Ver Anexo 8), se interpreta que su
depositación se produjo antes del fracturamiento de la zona.
No podría afirmarse, con toda seguridad, que no existe más roca de
Hato Viejo en otras zonas del flanco sur del graben, puesto que éste se
profundiza y la mayoría de los pozos no atravesaron completamente la
unidad suprayacente, Formación Carrizal.
No
presenta
equivalentes
cronoestratigráficos
conocidos
en
Venezuela, por lo cual constituye la roca más antigua sedimentada en el
Paleozoico en Venezuela.
Es el equivalente cronoestratigráfico de la
Formación Pimienta Bueno de la cuenca Amazónica del Brasil.
33.3.3.
.3.3.
FFormación
ormación C
arrizal
Carrizal
3.3.3.1. Litología
GENERAL
TONG (1940) en HEDBERG (1950) define por primera vez la Formación
Carrizal como “argilitas duras o rocas limosas (…). El contacto superior está
marcado en algunos casos por coloración de oxidación, posiblemente debido
a meteorización sobre la antigua superficie de erosión. La parte baja está
76
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFIA LOCAL
marcada por capas de argilita con contenido de guijarros y capas de
conglomerados.”
GOSH et. al. (1983) la definen como una alternancia de areniscas
cuarzozas, gris, glauconíticas, horizontalmente bioturbadas, con laminación
cruzada (espina de pescado), y una lutita limosa con abundante glauconita e
intensa bioturbación horizontal.
Es claramente diferenciable en registros eléctricos de litología en base
a la respuesta típica de los sedimentos lutíticos.
La mineralogía de esta formación se caracteriza por la presencia de
turmalina y la ausencia o trazas de feldespatos potásicos. Además presenta
granate, biotita, chert, muscovita y glauconita.
Algunas veces presenta
calcita como cemento en las capas de limolita y en diaclasas verticales. Hay
predominio de cuarzo tipo plutónico y metamórfico.
El intervalo arcilloso está constituido únicamente por ilita, no se
encuentra caolinita o arcillas interestratificadas.
Es común observar efectos de compactación a través de los granos
metaestables como micas y glauconita. Se presentan contactos suturados;
otras evidencias petrográficas sugieren que el orden de precipitación de los
cementos es síliceÆ calcitaÆ dolomita y/o sideritaÆ hematita. (GOSH et al.,
1983).
La bioturbación es común en todos los pozos y según GOSH et al., el
flujo de fluidos por la vía de las madrigueras (ichnofósiles) pudo facilitar y
acelerar la diagénesis química de los sedimentos.
En la secuencia Paleozoico en general, casi no se observa porosidad,
además, las asociaciones de arcillas en ambas formaciones sugieren una
secuencia diagenética de alto grado (rango de T 175°C a 200°C).
La
presencia de porfidoblastos de clorita y textura metacuarcítica en la
77
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFIA LOCAL
Formación Hato Viejo permiten inferir la probabilidad de que estas rocas
hayan sufrido localmente un metamorfismo de bajo grado.
DETALLE
Los intervalos de la Formación Carrizal tomados como núcleos en la
región norte del área de estudio, y que comprenden los pozos MCH-7-8X,
MCH-7-12X, MCH-3-2X, NZZ-88X y NZZ-7X, muestran una tendencia de la
roca a ser de tamaño de grano limo con pequeños lentes y tendencias de
areniscas de grano muy fino con coloraciones rojas violáceas, siendo más
claros en los intervalos arenosos. (Ver Fig. 18)
Figura 18. Intervalo arenoso dentro de la Formación Carrizal.
Pozo Zuata Este-1X. Profundidad 2508’
En el pozo MCH-3-2X se observa la presencia de clastos de lutitas
dentro de una roca clasificada en la descripción de litofacies como
Heterolítica de Areniscas (HA), por presentarse como una alternancia de
areniscas y lutitas limosas en una proporción arena/arcilla de 3:1.
Sin embargo, es en el pozo MCH-7-12X donde la expresión de erosión
de la Formación Carrizal se hace más evidente, al encontrar un intervalo
muestreado de treinta (30) pies aproximadamente conformado por un
conglomerado cuya fuente principal de clastos es la Formación Carrizal.
78
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFIA LOCAL
La respuesta en registros eléctricos de litología (GR, SP) se muestra
como un intervalo no homogéneo, predominantemente de rocas de tamaño
de grano muy fino (lutitas, limolitas) en presencia de lentes arenosos de
tamaño de grano fino.
Según lo observado, la herramienta más controlada es la del GR,
debido a que muestra mediciones más homogéneas, otorgando así una
interpretación más confiable.
En general, la respuesta del GR de los pozos definidos anteriormente
como una región norte del área de estudio, está entre un intervalo promedio
de 60-100 gAPI, y ya en el pozo NZZ-7X (hacia el E) hay un intervalo mayor
que es 30-150 gAPI, y que según la tabla 5, podría atribuirse a areniscas
arcillosas y lutitas.
La respuesta al registro SP tiene un intervalo aproximado de –70 a –
20 mV, a excepción del pozo NZZ-7X donde la amplitud de la herramienta
es total, mostrando un intervalo de medición de –80 a 20 mV, igualmente
indica una alternacia de zonas
permeables y porosas con otras
impermeables y no porosas .
Hacia el NO, se muestra la presencia de estructuras de deformación, e
incluso cierta estratificación cruzada, mientras que hacia el este se hace
notable la presencia de estructuras sedimentarias originadas en medios más
enérgicos, tal como la estratificación tipo “flaser”. (Ver Anexo 6)
Es importante destacar también que estos pozos no presentan algún
tipo de palinofósiles, es decir, la roca es estéril.
Los núcleos representativos de la Formación Carrizal en la zona sur
del área en estudio, y que comprenden los pozos MCH-12-4X, Iguana-1X,
Zuata Este-1X, Carrizal-1X, Carrizal-2X, SDZ-43X, Hato Viejo-1X, Maco-1X y
NZZ-154X, muestran una tendencia en la cual el tamaño de grano
predominante es arcilla.
79
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFIA LOCAL
En su mayoría, estas rocas son de colores pardos y verdosos, debido
a la presencia de glauconita y en ocasiones de clorita (Ver Fig. 19).
Figura 19. Lutita limosa de color verde con presencia de glauconita.
Pozo Zuata Este-1X. Profundidad 1438’4”.
Con tonalidades más claras, se presentan algunos niveles arenosos
de tamaño de grano fino y muy fino, y que otorgan a la secuencia carácter
heterolítico de arcillas (HL), al poseer una proporción arena/arcilla de 1:5
aproximadamente en los pozos MCH-12-4X, Carrizal-2X, Zuata Este-1X y
NZZ-154X (Ver anexo 6).
Las rocas de esta zona se presentan en su mayoría masivas y en
algunas ocasiones (Zuata Este-1X y carrizal-2X) presentan estratificación
paralela, rizaduras y algunas ondulaciones. Hacia el SE se observa una leve
tendencia calcárea.
La respuesta eléctrica de esta unidad a las herramientas de SP y GR
es en general uniforme.
Las inflexiones que muestran los contactos
litológicos son más confiables.
Al registro de Potencial Espontáneo, la unidad responde con valores
aproximados a –20mV (zona impermeable y no porosa).
El registro de
Rayos Gamma se muestra en un intervalo de 90-120 gAPI, indicador de
arcillas (Ver Tabla 5).
80
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFIA LOCAL
En el pozo Maco-1X, la tendencia de la herramienta no es la misma,
sin embargo la presencia de la discordancia cretácica se deduce del cambio
de valor en la línea base de las lutitas, que se hace más radioactiva.
3.3.3.2.
Edad
Según DI GIACOMO (1985), las aplicaciones de la palinología “se basan
en la diversidad de microfósiles que comprende, los cuales se agrupan bajo
el nombre de palinomorfos, tales como: esporas, polen, dinoflagelados,
acritarcos, chitinozoarios, escolecodontes, algas, fungus, etc.”
La Formación Carrizal sólo ha podido ser datada con ayuda del
estudio de acritarcos.
SINANOGLU
(1986),
define
los
acritarcos
como
“microfósiles
unicelulares heterogéneos o con probable afinidad al fitoplancton”. Entre sus
características resalta que presentan una pared de composición química
resistente a los ácidos y filogenia poco conocida, aunque su constitución es
similar a las de las esporas y plantas vasculares.
Poseen
una
nomenclatura
informal
basada
en
características
exclusivamente morfológicas, sin regirse por algún código zoológico ni
botánico.
Debido a esto existen especies a las cuales algunos autores
asignan diferentes nombres aún siendo las mismas.
Figura 20 Subgrupos de los acritarcos del Paleozoico. Distribución estratigráfica.
Modificado de Di Giacomo (1985) según Downie, 1967.
81
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFIA LOCAL
Son de gran importancia en el estudio de la secuencia Paleozoico de
la Cuenca Oriental de Venezuela debido a la escasez de megafósiles en una
sedimentación tan potente y de gran extensión geográfica.
Estos fósiles
permiten establecer zonaciones y hacer correlaciones a larga distancia. Su
rango estratigráfico va desde el Pre-Cámbrico hasta el Reciente (Ver Fig.
20).
DI GIACOMO (1985) encontró los siguientes subgrupos de acritarcos en
la Formación Carrizal:
Disphaeromorphitae
Spaerormorphitae
Diacromorphitae
Acantomorphitae
Herkomorphitae
Las especies que han permitido asignarle una edad Atdabanien
Lenien (Cámbrico Temprano) a esta formación son la Archaeodiscina
umbonulata, Skiagia spp., Baltisphaeridium spp. y Lophosphaeridium
tentativum entre otras (Ver Fig. 21). Esto debido a que según Sinanoglu
(1986), estas especies de acritarcos son características de secciones del
Cámbrico Inferior en Groenlandia, Noruega, Bélgica, Escocia y Francia (Las
Ardenas).
La abundancia de Acantomorphitae y Sphaeromorphitae indica un
ambiente de depositación marino marginal (cercanas a la costa), tal como lo
indican los estudios sedimentológicos de la Formación Carrizal, que indican
que esta se depositó en un ambiente marino costero, playero con facies de
mareas a ambiente marino de plataforma.
82
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFIA LOCAL
La especie marcador Archaeodiscina umbonulata no ha sido reportada
desde el Cámbrico Temprano de Polonia (MOCZYDLOWSKA, 1991 en
SOLÓRZANO et. al. 2002)
A
B
C
D
E
F
Figura. 21. Algunas especies de acritarcos encontrados en la Formación Carrizal:
(A) Skiagia ordinata; (B) Archeodiscina umbonulata; (C) Gorgonisphaeridium sp.;
(D) Skiagia ciliosa; (E) Leiosphaeridia sp.;(F) Timofeevia sp.
Se presentan a continuación un listado de los pozos en estudio que
han arrojado resultados positivos de palinología con la distribución en
profundidad de las especies de acritarcos encontradas según los análisis
realizados por Intevep s.a. a través de los Proyectos 4020 – 4260.
Tabla 6. Distribución en profundidad de algunas especies de acritarcos en los pozos en estudio.
Skiagia spp.
Leiosphaeridia sp.
Timofeevia sp.
CARRIZAL-1X
Gorgonisphaeridium
sp.
OZOS
P
POZOS
Archaeodiscina
umbonulata
SPECIES
E
ESPECIES
3925’-4105’
4215’-4246’
4519’-4815’
3925’-4105’
4215’-4246’
4663’-4815’
3925’-4105’
4215’-4246’
4519’-5019’
3925’-4083’
4105’-5019’
4663’-4674’
4995’-5000’
83
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFIA LOCAL
4501’-4554’7”
5661’6”5730’5”
4504’6”4554’7”
5661’10”5679’11”
5730’5”
4512’2”5679’11”
5698’9”5730’5”
4512’2”
4523’-4545’
5494’10”
5661’10”
5679’-5730’5”
XXXX
1355’-1430’
1355’-1430’
1355’-1430’
1355’-1430’
1355’-1430’
MACO-1X
2716’
2716’
2712’-2862’6”
2845’
XXXX
SDZ-43X
2322’-2342’
XXXX
2322’-2342’
2322’-2342’
2322’-2342’
HATO VIEJO-1X
2344’-2404’
2412’-2463’
2482’-2518’
2537’-2645’
2665’-2702’
2344’-2518’
2537’-2645’
2665’-2702’
2344’-2518’
2537’-2645’
2665’-2702’
2704’-2720’
2344’-2518’
2537’-2645’
2665’-2720’
2404’-2412’
2432’-2444’
2500’-2518’
2537’-2617’
NZZ-154X
3901’11”4000’
4390’-4450’
3896’-3898’3”
3896’-3905’4”
4390’-4675’6”
3896’-4678’2”
3901’11”3905’4”
4390’-4450’
4673’-4675’6”
CARRIZAL-2X
IGUANA-1X
La
presencia
y
abundancia
de
las
especies
Archaeodiscina
umbonulata, Skiagia ciliosa, Skiagia ornata, Lophosphaeridium spp., Skiagia
spp., y Timofeevia spp. indican
una edad Cámbrico Temprano (VIDAL &
NYSTUNEN, 1990 en SOLÓRZANO et. al., 2002). (Ver Tabla 7)
Skiagia spp. junto con remanentes de Leiosphaeridia indican
condiciones marinas.
Archaeodiscina umbonulata indica condiciones de
ambiente próximo costero.
Tabla 7. Zonas de acritarcos indicadoras de edad. Tomado Vidal & Nystunen (1990)
y Moczydlowska (1998,1999) en Solórzano et al. (2003-b)
Zona Volkovia dentifera
Liepaina plana
Zona Heliosphaeridium dissimilare
Skiagia ciliosa
Zona Skiagia ornata
Fimbriaglomerella membranacea
Zona Asteridium tornatum
Comasphaeridium velvetum
S
E
S
ER
RIIE
ES
S
SERIES
Z
O
A
Z
ON
NA
AF
F
AU
UN
NA
AL
L
ZONA
FAUNAL
Protolenus
CAMBRICO
TEMPRANO
Z
O
E
C
Z
ON
NA
AS
SD
D
EA
A
CR
RIIT
TA
AR
RC
CO
OS
S
ZONAS
DE
ACRITARCOS
84
Conjunto Holmia
kjerulfi
Equivalente a
Schmidtiellusmickwitzi
Platysolenites
antiquissimus
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFIA LOCAL
Las muestras del intervalo de núcleo estudiado en el pozo NZZ-88X
son estériles en palinomorfos, sin embargo presenta restos leñosos,
cianobacterias y polen bisacado que le atribuye una edad no mayor que
Carbonífero.
3.3.3.3. Paleoambiente
La presencia de glauconita y fosfatos sugieren su condición marina.
Según RAMÍREZ (1982), la presencia de estructuras como estratificación
flaser, lenticular, rizaduras y óndulas de olas, coberturas limosas y hojuelas
pelíticas relacionadas a fenómenos de bioturbación, son evidencia de
depositación en ambientes marinos de transición, de aguas muy someras
con alternancia de etapas de sedimentación y erosión local, como sucede en
llanuras de marea.
La asociación de estructuras sedimentarias, debe aunarse a la
presencia exclusiva de acritarcos del Cámbrico en esta zona. Puesto que
según el análisis palinológico recabado en este trabajo mostrado en una
sección anterior, indica una interpretación paleoambiental atribuida a un
ambiente marino costero con influencia de mareas y marino de plataforma,
esto se corrobora también debido a la presencia y tendencia de la glauconita.
3.3.3.4. Contactos y Espesores
En el pozo Carrizal-2x se ha encontrado su máximo espesor de 5975
pies pero no llego a su base, por lo que se supone que el espesor sea mucho
mayor. Se encuentra mejor preservada en el Graben de Espino.
El tope de la unidad es siempre erosional, y se encuentra por debajo
del Grupo Temblador o por la Formación Oficina. Se encuentra interdigitado
en la base con la Formación Hato Viejo, con la cual guarda una estrecha
relación.
85
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFIA LOCAL
3.3.3.5. Correlación y Extensión
La Formación Carrizal se encuentra distribuida por toda la zona de
estudio, y responde al relleno de un graben (Graben de Espino).
Al SE su espesor disminuye notablemente, debido a que la zona
corresponde al flanco sur del graben, donde la estructura se hace menos
profunda.
Sin embargo en la parte central de área de estudio, es donde muestra
mayor potencia, tal como lo muestran los anexos 9, 10 y 11.
Hacia el norte, ya en el flanco del graben la cuenca se hace menos
profunda, aunque aún mayor que al sur. (Ver Anexos 7 y 8)
No existen rocas paleozoicas en Venezuela de igual edad que la
Formación Carrizal, aunque no se conoce aún la base de la Formación
Mireles de edad Cámbrico Tardío – Ordovícico Temprano, que podría
guardar alguna relación con la Formación Carrizal. Las demás formaciones
paleozoicas de Venezuela, exceptuando Hato Viejo, son más jóvenes a
medida que se trasladan al NO.
Tal como se menciona en el capítulo de Geología Regional, y debido a
la comprobada continuidad del Graben de Arauca (Colombia) con el Graben
de Espino, y debido a la referencia de rocas similares encontradas en la
estructura del país vecino, pudiera postularse su correlación estratigráfica, en
referencia a su semejanza litológica, a través de la llamada Cuenca del
Paleozoico Inferior (Fig. 15), sin embargo, haría falta otros estudios para
comprobar tal afirmación.
86
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFIA LOCAL
3
.4.- M
ODELO S
EDIMENTOLÓGICO-ESTRATIGRÁFICO
3.4.MODELO
SEDIMENTOLÓGICO-ESTRATIGRÁFICO
Para la visualización esquemática de la reconstrucción histórica del
evento depositacional de las Formaciones del Paleozoico de la Faja
Petrolífera del Orinoco en la Cuenca Oriental de Venezuela, se divide el
Paleozoico en cinco estadios, indicando las principales condiciones de
sedimentación de la Cuenca.
1.-
PROTEROZOICO TARDÍO – PRINCIPIOS DEL CÁMBRICO
Sube ligeramente el nivel del mar. Las zonas emergidas se erosionan
y sufren peneplanización. Adelgazamiento cortical en la periferia del escudo
produciendo invasión de los mares.
Sedimentación
de
Hato
Viejo
en
ambiente
próximo-costero,
probablemente Llanuras de Marea, a lo largo de la costa.
Figura 22. Configuración de la F. P. O. en el Proterozoico Tardío-Cámbrico Temprano
Según WEIMER et al. (1982), las llanuras de marea pueden ocurrir en
costas
abiertas
de
bajo
relieve
87
y
relativamente
baja
energía.
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFIA LOCAL
Necesariamente debe haber un rango intermareal limitado y la ausencia de
fuerte acción del oleaje.
BEAVER et al. (1976), indican que el espesor de los sedimentos en
áreas estables es igual a la fluctuación de la marea, pero aumenta en áreas
en subsidencia.
2.-
CÁMBRICO TEMPRANO – MEDIO
Profundización DE la Cuenca, debido a procesos distensivos y
fracturamiento cortical (pre-rift), como consecuencia de los arreglos
orogénicos ocurridos en el ciclo Brasiliano/Pan Africano. Transicionalmente
con los sedimentos depositados anteriormente, comienza la sedimentación
de la Formación Carrizal. Aumento global del nivel del mar.
La cuenca profundiza gradualmente hacia el SO, donde actualmente
se encuentran los sedimentos del Grupo Guejar en los Llanos Orientales de
Colombia.
Figura 23. Configuración de la F. P. O. en el Cámbrico Temprano – Medio
88
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
3.-
ESTRATIGRAFIA LOCAL
CÁMBRICO TARDÍO – ORDOVÍCICO TEMPRANO
La
transgresión
del
límite
Cambro-Ordovícico
produce
la
sedimentación de los equivalentes marinos de Hato Viejo y Carrizal (Grupo El
Barbasco: Formaciones Cañaote, Cerrajón y Mireles). Hacia el oste del
cratón, actualmente Colombia, se produce la sedimentación de las
formaciones Aracuara, La Cristalina y El Hígado.
4.-
ORDOVÍCICO TARDÍO – DEVÓNICO
A finales del Ordovícico cayó el nivel del mar, dejando expuestas gran
parte de las cuencas de ambientes marino-someros.
Durante el Silúrico y Devónico gran parte de la periferia del cratón
continuó emergida, debido a la migración de la línea de costa hacia el NO
(BENEDETTO y RAMÍREZ, 1985), por lo cual no se depositaron sedimentos. Sin
embargo, en la cuenca de Amazonas (Brasil) se deposita la Formación
Trombetas.
Figura 24. Configuración de la F. P. O. en el Ordovícico Tardío-Devónico
89
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
ESTRATIGRAFIA LOCAL
5.-
CARBONÍFERO-PÉRMICO
a.
Reactivación del Graben de Espino y aumento global del nivel del mar,
produciendo así la depositación de la Formación Espino?, confinada a estas
cuencas estructurales.
Figura 25. Configuración de la F. P. O. en el Carbonífero-Pérmico
b.
A finales de este período ocurrió una disminución global del nivel del
mar, lo que es evidenciado en muchas partes del mundo por una
discordancia en sedimentos de ambientes marino-someros. En el Pérmico
las condiciones se hacen más áridas, por lo cual continúa la erosión.
Figura 22. Configuración de la F. P. O. a finales del Pérmico
90
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
CONCLUSIONES
IIV.V.- C
O N C LU S I O N E S
CONCLUSIONES
La presencia de cuencas tipo graben en las cuales reposa la
secuencia del Paleozoico en la región septentrional del cratón sudamericano
debe su origen a movimientos distensivos asociados a la fragmentación y
separación del supercontinente Rodinia, ocurrida a finales de la Era
Proterozoico.
La sedimentación paleozoica en la Cuenca Oriental de Venezuela
estuvo controlada por la activación y desactivación de estas estructuras
distensivas sumado a la inmersión y emersión del borde del cratón,
producido por el cambio continuo en el nivel del mar. Esta sedimentación es
propia de un ciclo transgresivo, que, según como se fuera profundizando la
estructura graben rellenó la misma.
La asociación de estructuras sedimentarias encontradas en la
Formación Hato Viejo, así como su contacto concordante y transicional con la
Formación Carrizal le confiere a esta unidad un paleoambiente sedimentario
próximo
costero,
a
diferencia
de
las
primeras
interpretaciones
paleoambientales que le conferían un carácter continental. Así mismo se
reafirma la depositación en ambientes marinos de transición de la Formación
Carrizal.
Es evidente e innegable la presencia de una unidad de edad
Paleozoico Tardío (Carbonífero?), confinada al subsuelo de la Cuenca
Oriental de Venezuela, y que ha sido denominada informalmente como
Formación Espino por autores previos. Su presencia confirma un ciclo de
reactivación del Graben de Espino en el que fuera depositada.
Estas unidades se encuentran confinadas en una cuenca graben que
no ha sido definida eficientemente, lo que limita la interpretación estructuralestratigráfica a la poca información geológica existente.
91
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
CONCLUSIONES
Secuencias sedimentarias con tan escaso porcentaje de núcleo
recuperado, como las unidades estudiadas, no permiten realizar una
caracterización sedimentaria óptima y completa, así como calibraciones con
registros, que ayuden a estimar variaciones verticales en cuanto a litología y
estructuras sedimentarias, y que proporcionen mejores interpretaciones
paleoambientales.
Haciendo un análisis generalizado de la sedimentación del Paleozoico
en Venezuela, tomando en cuenta las formaciones Hato Viejo y Carrizal en la
Faja Petrolífera del Orinoco, el Grupo El Barbasco en la región de El Baúl, y
las Formaciones Caparo y El Horno en Los Andes, se puede notar una
tendencia depositacional diacrónica hacia el NO, desde el Cámbrico hasta el
Silúrico de unidades más jóvenes, confirmando una regresión generalizada
en el borde norte del cratón sudamericano atribuida a la orogénesis
Caledoniana, tal como lo indican BENEDETTO Y RAMÍREZ (1985).
92
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
RECOMENDACIONES
V
.- R
ECOMENDACIONES
V.RECOMENDACIONES
Con base en las experiencias desarrolladas en este trabajo, es
altamente recomendable:
La elaboración de mapas estructurales de base y tope de la secuencia
paleozoica (topes del basamento y de la discordancia pre-cretácica) basados
en datos sísmicos, y que pudieran delimitar con precisión la extensión y
profundidad de estas unidades.
En próximos estudios sedimentológicos, con intereses científicos, es
importante recobrar la mayor cantidad de núcleo, y se debe acompañar estos
con registros Core Gamma, Gamma Ray y Resistividad, de modo que
puedan distinguirse tanto litologías como fluidos.
Para secuencias con poca información paleoecológica, como es el
caso de la Formación Hato Viejo se deben realizar mayores esfuerzos en
estudios sedimentológicos, como análisis modal, geoquímica inorgánica y
mayor precisión en el estudio de estructuras sedimentarias (orgánicas e
inorgánicas), que apoyen la interpretación paleoambiental de esta y otras
unidades.
Se
debe
hacer
un
estudio
sedimentológico-estratigráfico
específicamente orientado a la unidad Carbonífera conocida como
Formación Espino, de modo que pueda integrarse formalmente a la
litoestratigrafía del Paleozoico de Venezuela
En PDVSA se debe generar una base de datos general de los núcleos
que posee cada una de las nucleotecas, actualizada y confiable, pero sobre
todo a disposición de todas las filiales, de manera que pueda optimizarse el
tiempo de búsqueda y selección de pozos a estudiar en futuros proyectos.
93
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
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DEESSC
CR
RIIPPC
CIIÓ
ÓN
ND
DEE LLIITTO
OFFA
AC
CIIEESS
M
MC
CH
H1
12
2--4
4X
X
Uwi: 00102M120004
Campo: MACHETE
Profundidad final: 2476’
Última unidad penetrada: Formación Carrizal
INTERVALO
LITOFACIES
DESCRIPCIÓN
SEDIMENTOLÓGICA
MINERALOGÍA
FORMACIÓN CARRIZAL
2246’-2274’
HLl
Lutita de colores rojo y verde, muy
dura con micas interlaminadas.
Pueden observarse algunos lentes
de arena de grano muy fino
ligeramente calcárea, de color gris
claro a verdoso.
Ichnofósil Teichinus entre 2269’4” y
2268’.
Bioturbaciones
Según DRX los valores de arcilla son
de aproximadamente 57%, de los
cuales predominan la ilita (68%)
seguido por la esmectita y luego la
clorita.
Los minerales más predominantes
son el Cuarzo (20%), pirita (15%) y
los feldespatos sódicos. Trazas de
siderita.
HLlo
Lutita color verde claro a oscuro,
muy dura con micas. Lentes de
arenisca calcárea de grano muy fino.
Laminaciones onduladas y fracturas
cementadas por calcita.
La arcilla (53%) más predominante
es la ilita (63%) seguida de la clorita.
Los minerales más predominantes
son Cuarzo (25%), los feldespato
sódicos, trazas de pirita y la siderita
está ausente.
PALINOLOGÍA: Estéril
2274'-2276’
PALINOLOGÍA: Estéril
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
APENDICES
M
MC
CH
H3
3--2
2X
X
Uwi: 00102M030002
Campo: MACHETE
Profundidad final: 6055’
Última unidad penetrada: Formación Carrizal
INTERVALO
LITOFACIES
DESCRIPCIÓN
SEDIMENTOLÓGICA
MINERALOGÍA
FORMACIÓN CARRIZAL
6033’-6055
PALINOLOGÍA: Estéril
HAl
Alternancia de areniscas y lutitas
limosas.
Las areniscas son de grano fino a
muy fino mal escogida de color rojo
ladrillo con laminaciones ondulada y
paralela.
Clastos de lutita en el tope.
Ligeramente calcárea en la base.
Micácea y con fracturas rellenas con
calcita.
Las lutitas son de color ladrillo,
ligeramente bioturbadas.
En Yáñez (2003) las areniscas han
sido clasificadas como arcosas
(según Pettijhon 1987)
En tres muestras de areniscas se
encontró que el tamaño de grano es
de arena fina inferior a arena fina
superior.
Redondez subangular a
subredondeada. Bien a muy bien
escogida.
Cuarzo monocristalino (47%),
Feldespatos potásicos (6,65%)
Calcita (4,16%)
Están cementadas principalmente
por cuarzo
Arcillas principalmente caolinita e
ilita.
Yáñez (2003) encontró diagénesis
de alto grado.
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
APENDICES
S
SD
DZ
Z--4
43
3X
X
Uwi: 007WHSDZ0043
Campo: ZUATA PRINCIPAL
Profundidad final: 2698’
Última unidad penetrada: Formación Hato Viejo
INTERVALO
LITOFACIES
DESCRIPCIÓN
SEDIMENTOLÓGICA
MINERALOGÍA
FORMACIÓN CARRIZAL
2322’-2342’
L2ms
Principal arcilla es la ilita (aprox.
35%), seguida de clorita y caolinita,
e ilita-esmectita sin diferenciar
(>20%).
Principal componente detrítico es el
Lutitas limosas, duras de color gris cuarzo monocristalino (aprox. 15%),
oscuro y masivas.
micas en cantidades traza y los
feldespatos están casi ausentes.
Pirita (>10%) y otros minerales
autigénicos. Como el óxido de hierro
y la glauconita.
Porosidad como microfracturas.
PALINOLOGÍA: Skiagia ciliosa, S. ornata, S. cf. brevispinosum, Archeodiscina umbonulata, Asteridium tornatum,
Timofeevia sp.
FORMACIÓN HATO VIEJO
2666’-2669’7”
A2ph
Areniscas de grano medio, duras de
color rosado a rojo con grandes
clastos de Cuarzo y estratificaciones
paralela y hummocky.
En carpeta de pozo el intervalo ha
sido descrito como arenisca color
rosado salmón con clastos de cuarzo
y feldespato de ½’ muy cementada.
Estratificación cruzada.
Yáñez (2003) las clasificó como
cuarzoarenitas según la clasificación
de Pettijhon (1987).
Tamaño promedio de grano va de
fino superior a medio superior. Buen
escogimiento
y
redondez
de
subangular a subredondeada.
Matriz arcillosa. (Yáñez, 2003)
Contactos longitudinal, cóncavoconvexo y suturado.
Predomina el cuarzo monocristalino
(aprox. 50%), cuarzo policristalino
(>13%).
Menos proporción de
fragmentos de roca y otros.
Cemento
silíceo
como
sobrecrecimiento en los granos.
Pirita y trazas de micas.
La porosidad se ha formado
principalmente por disolución de
feldespatos.
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
APENDICES
M
MC
CH
H7
7--1
12
2X
X
Uwi: 00102M070012
Campo: MACHETE
Profundidad final: 4667’
Última unidad penetrada: Formación Carrizal
INTERVALO
LITOFACIES
DESCRIPCIÓN
SEDIMENTOLÓGICA
MINERALOGÍA
POST-FORMACIÓN CARRIZAL
4309’-4339’
A0
Ortoconglomerado (matriz arenosa)
color
naranja
compuesto
de
fragmentos de Cuarzo y lutita
embebidos en una físil matriz
arenosa y limosa (Solórzano et. al.)
Los fragmentos de lutita son
provenientes principalmente de la
Formación Carrizal y representan el
95%
del
conglomerado.
Los
fragmentos son de baja esfericidad y
su tamaño está comprendido entre
1mm y 5 a 7 cm (Gosh et. al.)
Según DRX los minerales de arcilla
se encuentran en una proporción
mayor a 40% donde la esmectita
posee un valor aprox. de 70%.
Los demás minerales son Cuarzo
(25%) y en menores proporciones
Feld-Na, Pirita, Siderita y Calcita.
Gosh et. al. describió los fragmentos:
- Fragmentos
de
arenisca
cuarcífera color gris oscuro de
tamaño
medio,
buen
escogimiento
con
granos
subredondeados a redondeados.
Generalmente son fragmentos
con un tamaño mayor a 2 cm.
- Fragmentos de metasedimentos
de tamaño de 2 a 5 cm
angulares a subangulares.
Hacia el tope los guijarros están
cementados por calcita.
Se
observan
9
ciclos
de
sedimentación granodecrecientes.
No existe estratificación.
PALINOLOGÍA: Estéril
FORMACIÓN CARRIZAL
4657’-4658’
PALINOLOGÍA: Estéril
L1d
En carpeta de pozo está descrita
como limolita, consolidada, de color
rojo violáceo, de moderado a buen
escogimiento,
con
granos
subredondeados a subangulares. La
roca presenta niveles arenosos
claros de tamaño arena muy fina,
horizontales, con moldes de carga y
bioturbaciones.
Los minerales de arcilla (46%)
poseen en mayor cantidad arcilla
tipo ilita (77%) y el resto de clorita.
Entre
los
minerales
detríticos
encontrados
según
la
caracterización mineralógica por
fracción de roca total están en
proporciones equivalentes el cuarzo,
feldespatos sódicos y pirita, con
menores cantidades de calcita (2%).
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
APENDICES
C
CA
AR
RR
RIIZ
ZA
AL
L--2
2X
X
Uwi: 007WHNZZ9958
Campo: NORTE ZUATA
Profundidad final: 10017’
Última unidad penetrada: Formación Carrizal
INTERVALO
LITOFACIES
DESCRIPCIÓN
SEDIMENTOLÓGICA
MINERALOGÍA
FORMACIÓN CARRIZAL
4501’-5672’
HLpca
Alternancia de estratos de lutita
limosa y areniscas de grano muy
fino.
Las lutitas son de color gris oscuro,
muy duras, con laminaciones
discontinuas, glauconita y micas.
Las areniscas se presentan como
pequeños
intervalos
arenáceos
calcáreos y levemente bioturbados.
DRX en Solórzano et. al. (2001)
indica que las arcillas (41%) poseen
en promedio los siguientes tipos de
arcilla: Ilita/Esmectita (50%), Ilita
(33%) y clorita (19%).
Entre los principales componentes
detríticos se encuentran el cuarzo
(prom. 28%), seguido de los
feldespatos
sódicos
(20%)
y
pequeñas
cantidades
de
feldespatos potásicos, pirita, siderita
y calcita.
PALINOLOGÍA: Archaeodiscina sp, A. umbonulata, Cymatiosphaera sp., Cyanobacterial sp., C. tubular,
Gorgonisphaeridium sp., Leiofusa sp., Leiosphaeridia sp., Skiagia sp., S. Ciliosa.
5677’6” -5734’
HAcapo
Alternancia de areniscas y lutitas
limosas.
Las areniscas son de grano muy
fino,
muy
duras,
calcáreas,
moderadamente escogidas de color
gris claro con glauconita.
Se observan bioturbaciones.
Las lutitas limosas son de color gris
oscuro ligeramente calcáreas.
En el intervalo se presentan clastos
de
lutitas
y
laminaciones
discontinuas, tanto onduladas como
paralelas.
Se presentan fracturas abiertas
cementadas por calcita.
Yáñez (2003) clasificó la mayoría de
las muestras de areniscas como
subarcosas según la clasificación de
Pettijhon et. al. (1987).
El tamaño promedio de grano va
desde limo hasta arena muy fina
inferior. Redondez de subangular a
subredondeada.
El principal componente detrítico es
el cuarzo monocristalino (58,66%).
También posee cuarzo policristalino
(2.41%) y Feldespatos potásicos
(7%), que se encuentran alterando a
arcillas. Posee mica moscovita y
calcita.
El principal cemento es de cuarzo
(12,36% seguido de calcita.
Según DRX, las arcillas (23%) que
posee es clorita (35%), Ilita (29%) e
Ilita/Esmectita (30% aprox.). Esto es
indicio según Yáñez (2003) de una
secuencia diagenética de alto grado.
Archaeodiscina sp., A. umbonulata, Cyanobacterial tubular, Cymatiosphaera
PALINOLOGÍA:
Gorgonisphaeridium sp., Leiosphaeridia sp., Pterospermella velata, Skiagia sp., S. ciliosa
sp.,
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
APENDICES
C
CA
AR
RR
RIIZ
ZA
AL
L--1
1X
X
Uwi: 007WHNZZ9957
Campo: NORTE ZUATA
Profundidad final: 5677’
Última unidad penetrada: Carrizal
INTERVALO
LITOFACIES
DESCRIPCIÓN
SEDIMENTOLÓGICA
MINERALOGÍA
FORMACIÓN CARRIZAL
3676’-5019’
L2msp
Lutita limosa de color gris claro,
masiva, con glauconita, pirita y
micas.
Dentro del intervalo se presentan
pequeñas porciones ligeramente
calcáreas, así como algunos lentes
de areniscas de grano muy fino.
Laminaciones discontinuas
Según DRX en Solórzano et. al.
(2001) la composición de las lutitas
limosas es mayormente de arcilla sin
diferenciar.
Los minerales de arcilla presentes
son la caolinita en la parte superior
del intervalo (19%), clorita (33%),
ilita, (36%), ilita/esmectita (21%) y
esmectita (8%).
Los minerales detríticos encontrados
por el mismo método son cuarzo
(30%), Feldespatos sódicos (21%),
feldespatos
potásicos
(5%)
y
cantidades menores de calcita, pirita
y siderita.
PALINOLOGÍA:
Acritarcos indeterminados, Archaeodiscina umbonulata, Asteridium sp., A. tornatum,
Baltiphaeridium sp., Comasphaeridium sp., Cyanobacterial tubular, Cymatiosphaera sp, C. postii.,
Gorgonisphaeridium sp., Leiofusa sp., Leoisphaeridia sp., Pterospermella sp., Skiagia sp, S. ciliosa., Tasmanites
sp., Timofeevia sp.
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
APENDICES
H
HA
AT
TO
OV
VIIE
EJ
JO
O--1
1X
X
Uwi: 007WHSCZ9986
Campo: SANTA CLARA-ZUATA
Profundidad final: 2735’
Última unidad penetrada: Formación Hato Viejo
INTERVALO
LITOFACIES
DESCRIPCIÓN
SEDIMENTOLÓGICA
MINERALOGÍA
FORMACIÓN CARRIZAL
Los estudios de DRX muestran que
la
arcilla
se
encuentra
en
aproximadamente 60% de la roca, y
Lutita limosa, dura, de color gris hacia el tope se encuentra mayor
oscuro a verdosa con micas, proporción de caolinita e ilita que
glauconita y algunos niveles de hacia la base, donde son mayores
pirita.
las
cantidades
de
clorita
e
2344’-2755’
L2
Hacia la base en la unidad se ilita/esmectita.
pueden encontrar algunos granos de Como mineral detrítico resaltante se
Cuarzo subredondeados y algunos encuentra
el
Cuarzo,
con
minerales pesados.
aproximadamente 25% en la roca
seguido por los feldespatos sódicos
y cantidades menores de siderita y
calcita.
PALINOLOGÍA: Archaeodiscina sp., Archaeodiscina umbonulata, Baltisphaeridium sp., Cyanobacterial sp.,
Cyanobacterial tubular, Cymatiosphaera sp., Gorgonisphaeridium sp., Heliosphaeridium lumbomlense, Leiofusa
sp., Leoisphaeridia sp, Pterospermella sp., Pterospermella velata, Retisphaeridium sp., Skiagia sp., S.
brevispinosum, S. ciliosa, S. ornata, Tasmanites sp., Timofeevia sp.
FORMACIÓN HATO VIEJO
2755’-2832’
2832’-2850’
(No hay
confiabilidad del
A2e
Arenisca de grano medio a grueso
mal
escogidas,
duras
y
moderadamente impregnadas. De
color beige con estratificación
cruzada.
L2
Lutita limosa, dura, de color gris
claro. Presenta minerales pesados.
Las
arcillas
representan
aproximadamente el 9% de la roca
total y se encuentran en mayores
cantidades la clorita y la ilita. DRX
también muestra que el cuarzo se
encuentra en 74% de la roca total,
seguido con un 12% aproximado de
feldespatos potásicos.
Yáñez (2003) clasificó la mayor parte
de las muestras según Pettijhon et.
al. (1987) como cuarzoarenitas.
El intervalo presenta un tamaño
promedio de grano que varía desde
limo hasta arena media inferior y su
redondez va de subangular a
subredondeada.
El principal componente detrítico es
el cuarzo mono y policristalino, que
se encuentran en proporciones de
67% y 11% respectivamente.
El feldespato potásico se encuentra
en una proporción aproximada de
4% y están parcialmente alterados a
arcillas o disueltos.
Las
micas
(principalmente
moscovita) se encuentran en menor
proporción (2%) y la pirita en 8%.
La matriz es arcillosa (48%), siendo
la más abundante la clorita (74%).
DRX muestra en este intervalo un
68% de arcillas con las mayores
concentraciones de caolinita e ilita.
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
intervalo)
PALINOLOGÍA:
2850’-2864’
APENDICES
El principal componente detrítico es
el cuarzo (22%)
Laevigatosporites sp, Mauritiidites sp., Psilatricolporites pachydermatus, Retitricolporites irregularis
A2
Solórzano (2001) indica tamaño de
grano medio a muy grueso.
Escogimiento muy malo, granos
angulares
a
subangulares.
Contactos
tangenciales
y
Arenisca, muy dura, de color marrón longitudinales.
a rosado oscuro, de tamaño de Los
principales
componentes
detríticos son el Cuarzo (mono y
grano medio.
policristalino) 43%, microclino (9%) y
micas (15%).
La matriz arcillosa (20,4%) y óxido
de Fe (9,8%).
Meteorización de
feldespatos.
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
APENDICES
N
NZ
ZZ
Z--8
88
8X
X
Uwi: 007WHNZZ0088
Campo: NORTE ZUATA
Profundidad final: 14712’
Última unidad penetrada: Formación Carrizal
INTERVALO
LITOFACIES
DESCRIPCIÓN
SEDIMENTOLÓGICA
MINERALOGÍA
FORMACIÓN ESPINO?
7283’-7303’9”
HApe
Alternancia de areniscas de grano
fino y lutitas limosas.
Las areniscas son de color ladrillo,
de grano fino a muy fino, muy dura,
mal escogida, calcárea y con micas.
Hacia el tope el intervalo presenta
microfracturas abiertas cementadas
por calcita.
Presenta laminaciones discontinuas
y
estratificaciones
paralela
y
cruzada.
Hacia la base del intervalo se
observan clastos de lutitas.
Las lutitas limosas son de color
ladrillo, muy duras y ligeramente
calcáreas.
Presentan
bioturbaciones. (Solórzano et. al.,
2001)
PALINOLOGÍA: Restos leñosos y Cyanobacterias
Las areniscas de este intervalo han
sido clasificadas por Yáñez (2003)
como subarcosas y cuarzoarenitas.
El tamaño de grano varía desde
arena muy fina superior hasta arena
de grano medio inferior.
El
escogimiento de los granos es de
moderado a bueno y la redondez
desde angular a subredondeada.
Los
principales
componentes
detríticos según Yáñez (2003) son
cuarzo monocristalino (49,38%),
cuarzo
policristalino
(3,78),
feldespatos potásicos alterando a
arcillas (8%), pirita (1%), calcita
(8,25%) y micas en cantidades
trazas.
El cemento de calcita se encuentra
en mayores cantidades hacia el tope
del intervalo, con un promedio de
7,75% mientas que el de cuarzo se
encuentra
en
una
proporción
aproximada de 5,26%.
Poseen un promedio de matriz
arcillosa de 2,7%, y el mineral de
arcilla más abundante es la ilita
(68%), seguido de la caolinita (15%)
y la clorita (12%). La esmectita está
ausente.
Las lutitas del intervalo (Solórzano,
2003) poseen tamaño de grno
promedio limo, y presentan cuarzo
mono y policristalino, feldespatos,
fragmentos de rocas, micas y
minerales pesados. Óxido de Hierro
en cantidades trazas y materia
orgánica.
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
APENDICES
FORMACIÓN CARRIZAL
11643’-14712’
L2e
Lutita limosa de color gris oscuro,
ligeramente calcárea, muy dura, con
micas
Presenta microfracturas abiertas y
cementadas por calcita.
Hacia la base del tercer intervalo se
presenta estratificación cruzada.
Según Solórzano et. al. (2001) el
cuarzo monocristalino es el principal
componente detrítico (25%). Posee
micas deformadas y alterando a
arcillas. Los feldespatos potásicos,
el cuarzo policristalino y los
fragmentos de rocas se encuentran
en cantidades traza.
Como
minerales autigénicos se presentan
la pirita, el óxido de hierro, el
cemento de calcita y de sílice.
DRX indica que el porcentaje de
arcilla es de aproximadamente 42%,
y estas comprenden principalmente
ilita (67%) y clorita (31%)
La asociación de minerales de arcilla
según Solórzano et. al. (2001)
pertenece
a
una
secuencia
diagenética de alto grado.
Otros minerales detectados por DRX
fueron Feldespatos sódicos (22%),
pirita (9%) y siderita (3%).
PALINOLOGÍA: Pólen bisacado (11646’11”), restos leñosos y Cyanobacterias
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
APENDICES
M
MA
AC
CO
O--1
1X
X
Uwi: 007WHSDZ9984
Campo: ZUATA PRINCIPAL
Profundidad final: 3294’
Última unidad penetrada: Basamento Cristalino
INTERVALO
DESCRIPCIÓN
SEDIMENTOLÓGICA
LITOFACIES
MINERALOGÍA
FORMACIÓN CARRIZAL
2710’-2875’
L2
Lutita
de
color
marrón,
fragmentadas,
moderadamente
friables. Presenta niveles limolíticos
milimétricos de color verde.
Se presentan algunos niveles
anaranjados con siderita.
Los minerales de arcilla que
conforman este intervalo fueron
identificados por DRX en Solórzano
et. al. (2003) y comprenden ilita
(25%), esmectita (31%), caolinita
(15%), clorita (10%), caolinita-clorita
(14%) e ilita-esmectita (5%). Según
los mismos autores,
estas
asociaciones de minerales de
arcillas corresponden a secuencias
diagenéticas de alto grado.
Entre
los minerales detríticos
identificados están el cuarzo (24%),
feldespato potásico (6%), feldespato
sódico (7%), Pirita (5%), Siderita
(5%) y Calcita (4%).
PALINOLOGÍA: Acritarcos indeterminados, Archeodiscina umbonulata, Baltisphaeridium sp., Cymatiosphaera
sp., Gorgonisphaeridium sp., Leiosphaeridia sp., restos de Cyanobacterias, Skiagia sp., S. ciliosa.
FORMACIÓN HATO VIEJO
3143’-3186’
HAe
Arenisca moderadamente a mal
escogida de color marrón con
tonalidades negras, muy dura, con
estratificación cruzada festoneada.
Impregnaciones de hidrocarburos.
Siderita y Micas.
Porosidades móldicas con restos de
bitumen.
El
tamaño
de
grano
es
principalmente grueso, aunque se
presentan niveles de grano fino.
Se observan niveles milimétricos de
arena de color beige cementada por
arcilla o sílice.
Según carpeta de pozo, en este
intervalo
se
presentan
intercalaciones arcillosas similares a
la Formación Carrizal
PALINOLOGÍA: Lophosphaeridium sp.
Yáñez (2003), clasificó según
Pettijhon et. salas areniscas de este
intervalo como cuarzoarenitas. El
tamaño promedio de grano varía
desde arena media inferior a arena
gruesa superoir. La redondez de los
granos se encuentra de subangular
a subredondeada y el escogimiento
va de moderado a bien escogido.
El principal componente detrítico es
el cuarzo monocristalino (66,36%).
Otros minerales que se encuentran
son cuarzo policristalino (7,28%),
feldespatos
potásicos
(3,07%)
alterando a arcillas.
Algunos intervalos con calcita ymica
muscovita en pequeñas cantidades.
Yáñez también identificó cementos
de cuarzo (13,54%) y calcita.
La matriz es principalmente arcillosa,
y según los análisis de DRX en
Solórzano et. al. (2003) se
reportaron como minerales de arcilla
caolinita (78,8%), clorita (4%), ilita
(11,5%)
esmectita
(5,4%)
e
ilita/esmectita (3%)
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
APENDICES
Z
ZU
UA
AT
TA
AE
ES
ST
TE
E--1
1X
X
Uwi: 007WHS9983
Campo: ZUATA PRINCIPAL
Profundidad final: 2666’
Última unidad penetrada: Formación Carrizal
INTERVALO
LITOFACIES
DESCRIPCIÓN
SEDIMENTOLÓGICA
MINERALOGÍA
FORMACIÓN CARRIZAL
1437’-1667’
HLms
Lutita, tamaño de grano arcilla, con
algunos intervalos limosos de color
gris verdoso oscuro.
No
se
observan
estructuras
sedimentarias.
Fractura irregular
Presenta glauconita.
El intervalo presenta algunos niveles
arenosos de tamaño de grano fino
inferior y otros de limolita con
tamaño de grano limo
Según Yáñez (2003) el tamaño
promedio del intervalo es limo, con
buen escogimiento y con redondez
de subangular a subredondeado.
El principal componente detrítico es
el cuarzo monocristalino (73%)
seguido por pequeñas cantidades de
micas (2%) y feldespatos. Posee
una matriz arcillosa (1,30%) y 8% de
cemento de cuarzo..
El principal tipo de arcilla que se
presenta es ilita-esmectita; y según
la asociación de minerales de
arcillas, Yáñez (2003) postula una
secuencia diagenética de alto grado.
PALINOLOGÍA: No se estudió
1724’-2342’
L2ms
Lutita limosa masiva, tamaño de
grano arcilla de color verde muy
oscuro. Fractura concoidea.
No se estudió
En el intervalo se observan lentes de
limo y de arenas de grano muy fino
de colores gris amarillento
PALINOLOGÍA: No se estudió
2402’-2508’
A0rp
PALINOLOGÍA: No se estudió
Arenisca de tamaño muy grueso a
conglomerática, con escogimiento
moderado. Hacia la base el tamaño
de grano es menor.
Color gris
verdoso a pardo.
Se observan minerales euhedrales
de cuarzo y ortosa.
Minerales
pesados
Los granos no poseen orientación
aparente.
Fractura irregular. Clastos de lutitas
y fragmentos de granitos.
Posee intervalos y lentes de lutitas y
limolitas masivas
Yáñez (2003) indica que entre las
arcillas que presenta este intervalo
están la Ilita (64%), clorita (11%) y
caolinita (9%) dentro de una matriz
de menos de 1% en promedio. El
principal cemento que presenta es el
de cuarzo con algunas cantidades
de cemento de calcita.
Los principales minerales detríticos
que posee el intervalo son el cuarzo
monocristalino
(32%),
cuarzo
policristalino (23%), calcita (8%) y
menores cantidades de Feldespatos
potásicos y micas.
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
2560’-2621’7”
A2rp
PALINOLOGÍA: No se estudió
Arenisca de tamaño de grano fino
superior a medio inferior, bien
escogida de color gris amarillento.
Posee laminaciones discontinuas y
rizaduras sobre superficies erosivas.
Las superficies erosivas presentan
costras ferruginosas. También se
observan bandeamientos de óxido
de hierro que se hacen más densos
hacia la base del intervalo.
Fractura irregular.
Entre los minerales que pueden
observarse están los feldespatos,
cuarzo, óxido de hierro y minerales
pesados.
APENDICES
Yáñez (2003) determina dentro de
una matriz arcillosa (2%),
una
proporción casi absoluta de Ilita
(98%), y
el resto de caolinita.
Igualmente que en el intervalo
anterior el principal tipo de cemento
es el silíceo con un porcentaje
aproximado de 16%.
Entre los principales componentes
detríticos se encuentran el Cuarzo
monocristalino
(63%),
los
feldespatos potásicos (4%), el
cuarzo policristalino y las micas.
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
APENDICES
IIG
GU
UA
AN
NA
A--1
1X
X
Uwi: 007WHIZZ9974
Campo: IGUANA ZUATA
Profundidad final: 1430’
Última unidad penetrada: Formación Carrizal
INTERVALO
LITOFACIES
DESCRIPCIÓN
SEDIMENTOLÓGICA
MINERALOGÍA
FORMACIÓN CARRIZAL
1359’-1381’
L2
Lutita limosa, dura, de color gris
claro – marrón claro con tonalidades No se estudió
naranja pálido
PALINOLOGÍA:
Acritarcos indeterminados, Archaeodiscina umbonulata, Cyanobacteria tubular,
Cymatiosphaeridium sp., Comasphaeridium sp., C. molliculum, Leiosphaeridia sp., Leiofusa sp.,
Lophosphaeridium sp., Skiagia sp., S. ciliosa, S. ornata, Timofeevia sp.
1381’-1430’
PALINOLOGÍA:
L2
Lutita ligeramente limosa color gris
claro a medio con tonalidades
verdosas. Friables.
Presenta mica moscovita, siderita y
en menor proporción óxidos de
Hierro.
Según DRX la proporción de arcilla
es de 63% aproximadamente con
equivalentes cantidades de ilita e
ilita/esmectita y en menor proporción
caolinita.
La asociación de arcillas es
interpretada por Solórzano et. al.
(2003) como una consecuencia
diagenética de alto grado.
El resto de los minerales detríticos
encontrados son
cuarzo (26%),
feldespatos sódicos (10%) y en
menores cantidades siderita (2%).
Acritarcos indeterminados, Aliumella baltica, Archaeodiscina sp., A. umbonulata, Asteridium
sp., Comasphaeridium sp, Cyanobacteria , tubular, Cyanobacterial sp., Cymatiogalea sp., Cymatiosphaera sp.,
Gorgonisphaeridium sp., Goniosphaeridium sp., Leiofusa sp., Leiosphaeridia sp., Multiplicisphaeridium sp.,
Psilatricolporites sp., Pterospermella sp., Skiagia sp., S. ciliosa, S. ornata, S. pura, Tasmanites sp., Timofeevia
sp.
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
APENDICES
N
NZ
ZZ
Z--7
7X
X
Uwi: 007WHNZZ0007
Campo: NORTE ZUATA
Profundidad final: ?
Última unidad penetrada: Formación Carrizal
INTERVALO
LITOFACIES
DESCRIPCIÓN
SEDIMENTOLÓGICA
L1msflp
Limolita arenosa, tamaño de grano
promedio limo, bien escogida.
Masiva, sin embargo en algunos
niveles
pueden
observarse
laminaciones discontinuas y festones
(estratificación flaser)
Es de color pardo claro con algunas
manchas de color gris verdoso, que
pueden interpretarse como de origen
diagenético.
Entre los minerales que pueden
identificarse están el cuarzo, micas
(moscovita) y glauconita.
MINERALOGÍA
FORMACIÓN CARRIZAL
6427’-6431’8”
PALINOLOGÍA:
No se estudió
Gosh et. al. (1983) indica que “los
granos
detríticos
(57%)
se
componen de cuarzo (55%), biotita
(1%), circón (1%) y trazas de
glauconita, plagioclasa, moscovita,
esfena y turmalina. La matriz (21%)
está formada por ilita principalmente
y trazas de caolinita. El cemento
(22%) está formado por caolinita
(3%), dolomita (7%), yeso (8%) en
nódulos y hematita.
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
APENDICES
N
NZ
ZZ
Z--1
15
54
4X
X
Uwi: 007WHNZZ0154
Campo: NORTE ZUATA
Profundidad final: 4955’
Última unidad penetrada: Formación Carrizal
INTERVALO
LITOFACIES
DESCRIPCIÓN
SEDIMENTOLÓGICA
HLmsd
Lutitas limosas, con tonalidades de
gris verdoso duras, masivas, con
glauconita y micas.
Se observan algunos intervalos con
granos de cuarzo de tamaño grueso.
Estructuras de deformación en
sedimentos blandos.
Hacia el tope se presentan
pequeños intervalos de areniscas de
grano muy fino, duras de color gris
claro, calcáreas con estratificaciones
paralela y cruzada.
Presenta glauconita.
MINERALOGÍA
FORMACIÓN CARRIZAL
3896’-3905’6”
DRX en Solórzano et. al. (2002),
indican que entre las arcillas (37%)
que posee este intervalo están
mayormente la Ilita (40,1%), la clorita
(35,5%) y la Ilita/Esmectita (18%).
Las minerales detríticos detectados
por el método anterior están el
cuarzo (39%), los feldespatos
sódicos
(20%),
con
menores
cantidades de calcita (4%).
PALINOLOGÍA: Acritarcos indeterminados, Archaeodiscina sp, A. umbonulata, Asteridium spinosum, A.
tornatum, Baltisphaeridium sp., Comasphaeridium sp., C. molliculum cf., Cymatiosphaera sp.,
Disphaeromorphictae sp., Gorgonisphaeridium sp., Leoisphaeridia sp., Ovulum sp., Pterospermella sp.,
Pterospermella velata, Retisphaeridium sp., Skiagia sp., S. ciliosa, S. ornata, Tasmanites sp., Timofeevia sp.
4670’-4685’
L2msca
Lutitas limosas, con tamaño de
grano promedio limo, masivas,
calcáreas de color marrón oscuro a
verdoso.
Glauconita, micas y clastos de
lutitas. Se observan intervalos con
granos gruesos de cuarzo.
El estudio de DRX en Solórzano et.
al. (2002) indica que el porcentaje
promedio de arcillas en este
intervalo es 53%, Con proporciones
de ilita (54%), Ilita/Esmectita (36%) y
clorita (9%).
Entre los principales componentes
detríticos del intervalo están el
cuarzo (24%), los feldespatos
sódicos (13%) y pirita (9%).
PALINOLOGÍA: Acritarcos indeterminados, Asteridium sp., Baltisphaeridium sp., Cymatiosphaera postii,
Leoisphaeridia sp., Pterospermella sp., Skiagia sp., S. ornata, Timofeevia sp.
Vanessa I. Machado G. – Universidad Central de Venezuela
APENDICES
M
MC
CH
H7
7--8
8X
X
Uwi: 00102M070008
Campo: MACHETE
Profundidad final: 4930’
Última unidad penetrada: Formación Carrizal
INTERVALO
LITOFACIES
DESCRIPCIÓN
SEDIMENTOLÓGICA
MINERALOGÍA
FORMACIÓN CARRIZAL
4907’-4926’2”
PALINOLOGÍA:
L1dre
Estéril
Alternancia de lutitas y limolitas de
colores rojo oscuro a claro, muy
duras.
Se presentan fracturas cementadas
por dolomita.
Bioturbación de tipo Techuchnus o
Rhizocolarium.
Los tonos más claros pertenecen a
los niveles arenosos y limosos de
tamaño arena fina a limo grueso.
Escogimiento moderado, con granos
angulosos.
Los minerales de arcilla se
presentan con valores cercanos al
45%.
El tipo de arcilla más abundante es
la ilita (69%), seguida por la clorita.
Ya en la base, es la clorita la más
abundante (74%).
La esmectita se encuentra como
trazas.
Según Petrografía (Gosh et. al.,
1983) los granos detríticos están
compuestos por cuarzo (40%),
ilmenita (6%), turmalina (2%) y
trazas de circón, micas y epidoto.
Solórzano et. al. encuentran con
DRX Feldespatos-Na (18%) y Pirita
(16%).
También valores de siderita (3%) y
dolomita (6%)