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TRABAJO ESPECIAL DE GRADO
CARACTERIZACIÓN QUIMIOESTRATIGRÁFICA DE LOS
POZOS AURIOL-9 Y AURIOL-10 EN EL INTERVALO
MIOCENO TEMPRANO-MEDIO PARA LA VALIDACIÓN DEL
MODELO ESTRATIGRÁFICO-SECUENCIAL DEL ÁREA
TACAT
Presentado ante la Ilustre Universidad Central de Venezuela
para optar al Título de Ingeniero Geólogo
Por el Br. Vieira Rodríguez, Cristian José
Caracas, Junio 2006
TRABAJO ESPECIAL DE GRADO
CARACTERIZACIÓN QUIMIOESTRATIGRÁFICA DE LOS POZOS AURIOL-9 Y AURIOL-10 EN EL INTERVALO
MIOCENO TEMPRANO-MEDIO PARA LA VALIDACIÓN DEL MODELO ESTRATIGRÁFICO-SECUENCIAL DEL ÁREA
TACAT TUTOR ACADÉMICO: Prof. Lenin González TUTORES INDUSTRIALES: MSc Nubia Santiago, Lic Henry Rojas
Presentado ante la Ilustre Universidad Central de Venezuela
para optar al Título de Ingeniero Geólogo
Por el Br. Vieira Rodríguez, Cristian José
Caracas, Junio 2006
A mi Madre...
A Mí...
Light, in the absence of eyes, illuminates nothing. Visible forms are not inherent in the world, but are granted by the act of seeing. Though the world and events do exist independent of mind, they obtain of no meaning in themselves: none that the mind is not guilty of imposing on them…
Peter Chung
AGRADECIMIENTOS
A la Ilustre Universidad Central de Venezuela y la Facultad de Ingeniería por la
formación académica y personal otorgada.
A mi tutor académico Lenin González, por su amistad y comprensión indispensable
durante la elaboración de la tesis y especialmente durante la etapa final en momentos
donde realmente necesitaba apoyo y guía.
A mi tutora industrial Nubia Santiago por la confianza depositada en mí para
desarrollar esta tesis y su apoyo incondicional en la culminación exitosa del proyecto
a tiempo para el acto de grado; asimismo, quisiera agradecer su amistad y enseñanzas
oportunas que hicieron mi estadía en PDVSA más confortable y educativa.
A todos los profesores que contribuyeron en mi desarrollo profesional y personal,
especialmente los profesores José Centeno, Ricardo Alezones, Olga Rey, Sebastián
Grande y Peter Motiscka.
A mi familia de Oriente que me brindó su compañía y apoyo moral, especialmente
Sonia, José, Nazareth, Joseíto, Dilia Rosa, Roxie, Milagros, Margarita y demás tíos.
A Kaolú, Carelys y María por sus sabios consejos, compañía y amistad incondicional.
A los amigos y compañeros de clase que me ayudaron en mi formación y con los
cuales descubrí que un profesional íntegro necesita más que instrucción académica.
Aunque no los puedo nombrar a todos, quisiera agradecer a: Patricia, Luis, Chantal,
Elbo, Rosangela, Juana, Roigar, Vielma, Bavutti, Isabel, Adriana, Tatiana, Guilbert,
Mijail, Rossmar, Hector, Melvin, Vanessa, Javier, Edegma, Pablo, Russo y
especialmente a Maira Hernández por toda la colaboración prestada durante mi
estadía en PDVSA.
Caracas, Junio de 2006
CONSTANCIA DE APROBACIÓN
Los abajo firmantes, miembros del Jurado designado por el Consejo de Escuela de Ingeniería Geológica, para evaluar el Trabajo Especial de Grado presentado por el Bachiller Vieira R. Cristian J., titulado:
“CARACTERIZACIÓN QUIMIOESTRATIGRÁFICA DE LOS POZOS AURIOL-9 Y AURIOL-10 EN EL INTERVALO MIOCENO
TEMPRANO-MEDIO PARA LA VALIDACIÓN DEL MODELO ESTRATIGRÁFICO-SECUENCIAL DEL ÁREA TACAT”
Consideran que el mismo cumple con los requisitos exigidos por el plan de estudios conducente al Título de Ingeniero Geólogo, y sin que ello signifique que se hacen solidarios con las ideas expuestas por el autor, lo declaran APROBADO.
Prof. Olga Rey Prof. Sebastian Grande
Jurado Jurado
Prof. Lenin González Msc Nubia Santiago
Tutor Académico Tutor Industrial
VIEIRA R., CRISTIAN J.
CARACTERIZACIÓN QUIMIOESTRATIGRÁFICA DE LOS POZOS AURIOL-9
Y AURIOL-10 EN EL INTERVALO MIOCENO TEMPRANO-MEDIO PARA LA
VALIDACIÓN DEL MODELO ESTRATIGRÁFICO-SECUENCIAL DEL ÁREA
TACAT
Tutor Académico: Prof. Lenin González Tutores Industriales: MSc Nubia Santiago, Lic Henry Rojas
Tesis. Caracas, U.C.V. Facultad de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. 2006, nº Pag. 127
Palabras Claves: Quimioestratigrafía; Estratigrafía Secuencial; Condiciones Redox;
Muestras de Canal; Ambientes Depositacionales.
Resumen. Se realizó el análisis quimioestratigráfico en muestras de canal a intervalos de cincuenta pies para dos pozos en el área TACAT durante el Mioceno Temprano-Medio a través de la técnica EEA-ICP. El estudio apunta a establecer criterios que permitan definir ambientes depositacionales asociados a condiciones redox en función de validar el modelo estratigráfico-secuencial ya establecido a partir de registros eléctricos, bioestratigráfícos y sedimentológicos calibrados con sísmica. Los resultados obtenidos señalan concentraciones químicas supeditadas a ambientes depositacionales y no así para sistemas encadenados. Las respuestas químicas en las muestras de canal permiten establecer una tendencia general que refleja la sucesión de ambientes depositacionales; son especialmente marcados los cambios repentinos en la columna de agua reportados durante las superficies de máxima inundación y límites de secuencia. Debido a la contaminación por procesos operacionales durante la perforación del Auriol-10, las señales químicas controladas por procesos geológicos son enmascaradas por agregados de barita, material antipérdida y lodo de perforación en base aceite; por lo tanto, la determinación de patrones químicos asociados a procesos estratigráficos y sedimentológicos no pudo ser lograda. La integración de las interpretaciones obtenidas a partir de quimioestratigrafía soportadas por estudios anteriores realizados en la zona, refieren ambientes deltaicos que son abandonados por una trasgresión generalizada que culmina con la implantación de un sistema marino abierto. La diferencia de salinidades por parte de ambos ambientes conlleva al desarrollo de estratificación en la columna de agua que eventualmente genera condiciones reductoras en aguas de fondo subordinadas por el espesor en la columna de agua. El registro de estos cambios en las condiciones redox permite evaluar cambios en el nivel del mar y consecuentemente determinar patrones estratigráficos-secuenciales. Se logró delimitar eventos asociados a límites de secuencia y superficies de máxima inundación a partir de concentraciones de metales sensitivos a condiciones reductoras (V, Ni, Ag, Cd, U, Pb, Zn) y elementos vinculados a condiciones oxidantes (Mn).
ÍNDICE GENERAL
Resumen
Índice General ............................................................................................................i
Índice de figuras ........................................................................................................ii
Índice de tablas ........................................................................................................iii
I. Introducción ...........................................................................................................1
Planteamiento del Problema ..........................................................................2
Objetivos General ..........................................................................................3
Objetivo Específico .......................................................................................3
Ubicación Geográfica ....................................................................................4
Ubicación Geológica .....................................................................................5
Metodología ...................................................................................................5
Antecedentes ................................................................................................10
II. Geología Regional ...............................................................................................17
Marco Geológico. Sedimentación en la Cuenca Oriental ............................18
Marco Estratigráfico. Subcuenca de Maturín ...............................................25
Marco Estructural. Evolución de la Cuenca Oriental ...................................26
III. Geología Local ...................................................................................................31
Conceptos básicos de estratigrafía secuencial ..............................................32
Formación Capaya ........................................................................................41
Formación Carapita ......................................................................................42
Marco Estratigráfico Local ...........................................................................42
Marco Estructural Local ...............................................................................48
IV. Enfoque y Contaminación ..................................................................................51
Enfoque y naturales del estudio ....................................................................52
Limitaciones..................................................................................................55
V. Análisis Geoquímico ...........................................................................................58
Consideraciones Teóricas .............................................................................59
Interpretaciones Geoquímicas ......................................................................67
VI. Correlación y Modelo Depositacional ...............................................................80
Consideraciones Teóricas .............................................................................81
i
Condiciones Depositacionales ......................................................................89
Correlación ...................................................................................................93
Modelo Depositacional ...............................................................................100
VII. Conclusiones y recomendaciones....................................................................103
Conclusiones ...............................................................................................104
Recomendaciones .......................................................................................106
VIII. Bibliografía ....................................................................................................107
IX. Anexos...........................................................................................................121
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1.1. Ubicación Geográfica .............................................................................4
Figura 1.2. Ubicación Geológica ..............................................................................5
Figura 1.3. Esquema Metodológico ..........................................................................6
Figura 2.1. Mapa de facies para el Mioceno Temprano .........................................22
Figura 2.2. Mapa de facies para el Mioceno Medio ...............................................23
Figura 3.1. Secuencias Tipo 1 .................................................................................34
Figura 3.2. Secuencias Tipo 1 .................................................................................35
Figura 3.3. Ciclo de sistemas encadenados..............................................................37
Figura 3.4. Elementos estructurales y depositacionales de cuencas foreland..........41
Figura 3.5. Cuadro de correlación cronoestratigráfico ............................................43
Figura 3.6. Ubicación relativa de los pozos ............................................................45
Figura 3.7. Correlación estratigráfico-secuencial ...................................................46
Figura 3.8. Correlación en detalle para ambos pozos .............................................48
Figura 3.9. Sección sísmica para ambos pozos .......................................................50
Figura 4.1. Contraste entre perfiles eléctricos y señales químicas del Auriol-9 .....57
Figura 5.1. Degradación de materia orgánica en ambientes óxicos y anóxicos ......61
Figura 5.2. Perfiles de concentración del Auriol-9 de elementos redox .................69
Figura 5.3. Perfiles acumulados de elementos metálicos para el Auriol-9 .............70
Figura 5.4. Perfiles acumulados de elementos normalizados para el Auriol-9 .......73
Figura 5.5. Perfiles indicadores de aporte clástico y óxicidad para el Auriol-9 .....75
Figura 5.6. Diagramas de dispersión acumulados de Mn y Mn/Al en el Auriol-9 .75
ii
Figura 5.7. Señales químicas debido a cambio de tipo de lodo de perforación ......76
Figura 5.8. Análisis discriminante en la Formación Capaya del Auriol-9 .............77
Figura 5.9. Análisis discriminante en la Formación Capaya del Auriol-10 ...........77
Figura 5.10. Dendrograma asociado a límites de secuencia ...................................78
Figura 5.11. Dendrograma asociado a ambientes depositacionales .......................79
Figura 6.1. Grandes lagos anóxicos.........................................................................84
Figura 6.2. Relación entre upwelling y topografía de fondo....................................85
Figura 6.3. Cuencas de fondo alcorado ...................................................................87
Figura 6.4. Cuencas de fondo alcorado ...................................................................88
Figura 6.5. Turbulencia generada por vientos en cuencas de fondo alcorado ........88
Figura 6.6. Relación V/(V+Ni) para el Auriol-9 ....................................................91
Figura 6.7. Relación V/Cr para el Auriol-9 .............................................................91
Figura 6.8. Diagrama de dispersión para la formaciones en el Auriol-9 .................94
Figura 6.9. Diagrama de dispersión para la formaciones en el Auriol-10 ...............94
Figura 6.10. Diagrama de dispersión para las formaciones en ambos pozos ..........95
Figura 6.11. Diagrama de dispersión ambiental en el Auriol-9................................95
Figura 6.12. Diagrama de dispersión ambiental en el Auriol-10 .............................96
Figura 6.13. Diagrama de dispersión ambiental para ambos pozos .........................96
Figura 6.14. Diagrama de dispersión ambiental para ambos pozos .........................97
Figura 6.15. Secuencias depositacionales para el Auriol-9 ......................................98
Figura 6.16. Secuencias depositacionales para el Auriol-10 ....................................99
Figura 6.17. Secuencias depositacionales para ambos pozos ...................................99
Figura 6.18. Sección esquemática del modelo depositacional ................................101
ÍNDICE DE TABLAS
Tabla 1.1. Profundidad y cantidad de muestras para cada pozo ...............................7
Tabla 2.1. Formaciones litológicas para ambos pozos ...........................................25
Tabla 4.1. Intervalos de muestra para los pozos .....................................................55
Tabla 6.1. Clasificación geoquímica de ambientes sedimentarios .........................83
Tabla 6.2. Análisis de Geoquímica orgánica para el Auriol-9 y Auriol-10 ............90
iii
CAPÍTULO I
INTRODUCCIÓN
En años recientes, múltiples estudios geoquímicos enfocados a establecer modelos
de estratigrafía secuencial han sido realizados en diversas formaciones y ambientes
depositacionales, algunos como Scopelliti et al., 2004; han podido vincular las respuestas
geoquímicas de los depósitos con ciclos de Milankovitch logrando calibrar y delimitar
intervalos sedimentarios en tiempo.
No obstante y de acuerdo a lo investigado por el autor de este proyecto, ningún
estudio de quimioestratigrafía en muestras de canal ha sido desarrollado con la finalidad de
asociar las concentraciones elementales a sistemas encadenados y límites de secuencia.
El contexto operacional y metodológico de las muestras de canal impregnadas en
lodo base aceite apuntan a condiciones poco favorables para el desarrollo de estudios
quimioestratigráficos; sin embargo, son precisamente este tipo de condiciones las
empleadas comúnmente en la toma de muestras durante la fase de perforación de los pozos,
puesto que los núcleos toman mucho más tiempo y dinero en ser recolectados.
Por tanto, este estudio se crea en parte para analizar la factibilidad de integrar los
análisis geoquímicos bajo condiciones operacionales regulares en el desarrollo de modelos
estratigráficos-secuenciales.
PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA
Los pozos Auriol-9 y Auriol-10 han sido correlacionados dentro de un marco
estratigráfico-secuencial desarrollado al sur del área TACAT en donde la deformación
tectónica es mucho menor; este modelo está basado en datos bioestratigráficos,
sedimentológicos y de electrofacies calibrados con sísmica.
Sin embargo, la resolución sísmica-pozo puede conservar un error inherente al
momento de definir límites de secuencia; debido a esto y en función de aumentar el nivel de
detalle para el área de estudio, se propone la aplicación del análisis quimioestratigráfico en
ambos pozos a intervalos de cincuenta pies como herramienta complementaria que
corrobore lo establecido en el modelo estratigráfico-secuencial.
2
OBJETIVO GENERAL
Validar el modelo estratigráfico-secuencial establecido para el área TACAT
mediante análisis quimioestratigráfico de muestras de canal en los pozos Auriol-9 y Auriol-
10 durante el intervalo Mioceno Temprano-Medio. Se intenta integrar los resultados
geoquímicos a obtener con los datos de perforación disponibles y estudios anteriores en
función de establecer criterios químicos y estratigráficos asociados a sistemas encadenados
o cambios ambientales tomando en cuenta las limitaciones del contexto operacional.
OBJETIVOS ESPECÍFICOS
• Identificar patrones químicos confiables asociados a cambios depositacionales y
sistemas encadenados tomando en cuenta la interrelación entre factores químicos,
físicos y biológicos; todo esto, basándose en estudios anteriores a nivel mundial que
explican los mecanismos de acumulación y reacciones electroquímicas de los
elementos.
• Discriminar las posibles variables contaminantes que introduzcan ruido en el
sistema y que impidan la interpretación de condiciones ambientales; asimismo,
identificar la fuente de contaminación y establecer posibles medidas para
contrarrestarla en función de definir una base común para toda la sección.
• Evaluar la sucesión de ambientes depositacionales asociados a la evolución de la
cuenca mediante gráficos de concentración acumulados que indican condiciones de
acumulación en función de profundidad y consecuentemente en tiempo.
• Establecer correlaciones ambientales, formacionales y secuenciales independientes
en base a los resultados obtenidos para los pozos Auriol-9 y Auriol-10, en caso de
no ser posible, evaluar la correlación establecida en el modelo estratigráfico-
secuencial a partir de funciones discriminantes para cada pozo y posteriormente en
conjunto.
• Proponer un modelo depositacional para el área de estudio que reconcilie las
interpretaciones realizadas a partir del análisis químico de las muestras y estudios
previos de la zona aunados a la descripción sedimentológica de los núcleos.
3
• Evaluar la aplicabilidad de estudios quimioestratigráficos para muestras de canal
analizando la correspondencia entre las interpretaciones obtenidas y el modelo
previamente establecido.
UBICACIÓN GEOGRÁFICA
La sección de estudio se encuentra ubicada en la región noroccidental del Estado
Monagas, en el municipio Cedeño a 75 km al suroeste de Maturín dentro del área
comprendida entre las coordenadas 410.000-400.000E y 1.060.000-1.070.000N. La
distancia entre pozos es de 1.7 km, localizándose el Auriol-9 al noroeste del Auriol-10
(Figura 1.1)
50 km
Área de Estudio
50 km
Figura 1.1. Ubicación del área de estudio (tomado y modificado de www.pesa.org.ve; www.fulldayturismo.com)
4
5
UBICACIÓN GEOLÓGICA
Los pozos Auriol-9 y Auriol-10 están localizados en el campo Tacata ubicado en la
Subcuenca de Maturín dentro de la Cuenca Oriental de Venezuela. Ambos pozos se
encuentran en el bloque parautóctono delimitado al norte por el corrimiento de Pirital y al
sur por el frente de deformación (Figura 1.2).
San NuevoFalla Mundo
Falla El Pilar
Serranía del Interior
Maturin
Corrimien
to Frontal Falla de Urica Corrimiento de Pirital
Falla de A
naco
F. de San Francisco
Frente de Deformación
Cumana
Barcelona
Área de
Estudio
100 km
Etapa Preliminar: comprende la fase previa al proyecto donde se seleccionan los
pozos a correlacionar y el intervalo de muestreo óptimo para el estudio; asimismo, se
realiza la compilación de referencias bibliográficas, mapas, informes técnicos, cartas
faunales y cualquier otro material de importancia relevante para el desarrollo de la tesis.
En función de establecer la correlación entre los pozos y lograr los objetivos
planteados, se establecen en el proyecto múltiples etapas en un orden lógico descritas a
continuación (ver Figura 1.3).
Figura 1.2. Ubicación Geológica (tomado y modificado de www.a-venezuela.com; PDVSA, 2002)
METODOLOGÍA
6
Compilación de reportes técnicos, estudios anteriores y material bibliográfico
Identificación de condiciones ambientales establecidas previamenteETAPA PRELIMINAR
MUESTREORevisión general de características
sedimentológicas a través de lupa LeicaRecolección a intervalos de 50’
V A L I D A C I Ó N D E L M O D E L O E S T R A T I G R Á F I C O S E C U E N C I A L
Propuesta de modelo depositacional
INTERPRETACIONES
Identificación de elementos sensitivos a condiciones redox no contaminados por lodo de
perforación
Realización de perfiles de concentración normales y
acumulados
Interpretaciones ambientales soportadas por estudios anteriores
Comparación de los resultados con el modelo
establecido
Definición de condiciones dedpositacionales
Correlación entre ambos pozos
ANÁLISIS DE LABORATORIO Tratamiento de las muestras Ataque por fusión alcalina de flujo de borato
Medición a través de la técnica EEA-ICP
PROCESAMIENTO DE DATOS Y ANÁLISIS ESTADÍSTICOS
Figura 1.3. Esquema metodológico.etodológico.
Etapa de Laboratorio: comprende la fase de recolección de muestras, procesamiento
y análisis por técnicas de espectrometría de emisión atómica con plasma de acoplamiento
inductivo (EEA-ICP).
En la nucleoteca de El Chaure PDVSA, la recolección de muestras de ripios
impregnadas de lodo en base aceite fue realizada cada cincuenta pies; los intervalos a
estudiar, así como la cantidad de muestras para cada pozo son referidos en la tabla 1.1.
Tabla 1.1. Profundidad y cantidad de muestras para cada pozo
Previa consignación de muestras al laboratorio de EEA-ICP, se realizó la
descripción sedimentológica general por medio de lupa binocular de aumento variable.
El procesamiento de las muestras y su posterior análisis fue realizado en el
laboratorio INZIT-CICASI de Maracaibo; allí, la metodología empleada para la
determinación de elementos consistió en cuatro fases: limpieza; secado y pulverizado;
fusión alcalina y disolución de muestras; análisis de elementos por EEA-ICP.
La limpieza de las muestras con el solvente de bajo peso molecular Diclorometano,
fue realizada en conos de celulosa a temperatura de ebullición de Diclorometano durante un
período de dos horas o hasta obtener una muestra de solvente claro.
Luego, las muestras fueron colocadas en estufa a 80°C durante 24 horas y
pulverizadas en mortero de porcelana hasta quedar una porción menor al 15% retenida en el
tamiz malla 100.
Por último, las muestras son atacadas por fusión alcalina de flujo de borato sobre
material silicatado. El flujo de borato es obtenido a partir de la mezcla a partes iguales de
Metaborato de Litio y Tetraborato de Litio, posteriormente, 0.1 gr de muestra son
mezcladas con 0.5gr de flujo de borato en crisoles de grafito de alta pureza que pasan a una
mufla a 1000°C durante 30-45 min, luego son colocadas en 50ml de HNO3 diluido 1.6M
con agitación constante y precalentamiento a 40°-60°C.
Las soluciones obtenidas son enrasadas a volumen de 50ml y leídas en un
espectrómetro de emisión atómica con fuente de plasma acoplado inductivamente, marca
7
Perkin Elmer modelo Optima 2000. Las especificaciones técnicas de los estándares usados
para calibrar las mediciones al igual que la metodología detallada de la técnica EEA-ICP y
límites de detección son descritos detalladamente por Pomonti & Tang (2005).
Etapa de Oficina: esta etapa comprende el procesamiento estadístico de los datos, la
interpretación de los resultados y todos aquellos procesos necesarios para la validación del
modelo estratigráfico-secuencial.
Procesamiento de los datos: luego de ser las muestras analizadas por la técnica
EEA-ICP, se aplicaron tratamientos estadísticos para normalizar los datos y minimizar el
error asociado a la metodología. Aquellas concentraciones elementales menores al límite de
detección, fueron sustituidos por un cuarto del límite de detección respectivo para cada
elemento.
Los elementos mayoritarios expresados en porcentaje en peso (Na, Mg, K, Ca, Ti,
Mn, P, Fe, Si, Ba, Al) fueron convertidos en partes por millón. Posteriormente, aquellos
elementos con más del 25% de muestras por debajo del límite de detección fueron
eliminados debido a la poca confiabilidad de los mismos.
Análisis Geoquímico: a partir de los datos estandarizados estadísticamente, se
realizan perfiles de concentración para visualizar la variación en la acumulación de los
elementos químicos a lo largo de la columna. Asimismo, se determina la matriz de
correlación para cada pozo en función de establecer asociaciones elementales que permitan
por ejemplo, identificar contaminación por lodo de perforación.
Se descartan aquellos perfiles que indican fuerte contaminación por lodo y aquellos
que no aportan información concerniente al objetivo principal de este proyecto.
Adicionalmente, gráficos especiales de concentración acumulada son determinados a partir
de la siguientes fórmula:
X = nC1 – Cn donde C1 = X1 – X, siendo X1 la muestra de la base
Cn = Xn – X, siendo Xn una muestra cualquiera
8
El arreglo de las curvas es estudiado y comparado con reportes técnicos del área
operacional en búsqueda de patrones anómalos asociados a material antipérdida, píldoras o
cualquier evento extraordinario que pudiese enmascarar las señales químicas originales.
Una vez considerado el escenario como un todo, se establecen las primeras
aproximaciones dirigidas a inferir el origen de los patrones químicos obtenidos con el
objetivo de esclarecer las condiciones depositacionales vinculadas a sistemas encadenados.
Correlación de pozos y Modelo Depositacional: los cambios geoquímicos
identificados en la sección anterior para cada pozo, son evaluados en conjunto para ambos
pozos con la finalidad de identificar un evento común que señale algún tipo de vínculo
entre los mismos. Para ello, se determinan funciones discriminantes que delimiten
agrupaciones químicas subordinadas a cambios formacionales, ambientales o secuenciales.
Como soporte adicional, se verifican las correlaciones delimitadas para el modelo
estratigráfico-secuencial establecido del área TACAT a través de funciones discriminantes
y se define en base a la separación de las agrupaciones, el factor geológico que ejerce
mayor control en las respuestas químicas.
A partir de los resultados obtenidos, se comparan las interpretaciones con los
trabajos previos realizados en la zona enfocados a determinar condiciones ambientales y
depositacionales a través de análisis multidisciplinarios de estudios bioestratigráficos,
sedimentológicos y de geoquímica orgánica; todo ello con la finalidad de proponer un
modelo depositacional análogo a otros ya establecidos en investigaciones previas.
Validación del Modelo Estratigráfico-Secuencial: una vez efectuadas la
correlación entre ambos y determinadas las condiciones depositacionales para el intervalo
Mioceno Temprano-Medio, se verifica la concordancia con el modelo previamente
establecido y se determina la veracidad del mismo tomando en cuenta la discrepancia en el
grado de resolución para cada disciplina.
9
ANTECEDENTES
DEMAISON & MOORE (1980), describen los factores que afectan la acumulación de
materia orgánica en ambientes acuáticos y los asocian a la cantidad de oxígeno en las aguas
de fondo. Delimitan cuatro escenarios proclives a acumular materia orgánica: grandes lagos
anóxicos; capas anóxicas causadas por upwelling; océanos abiertos anóxicos; cuencas
anóxicas de fondo alcorado. En cada uno de ellos, distintos mecanismos operan en la
producción y cantidad de materia orgánica en asentamiento; sin embargo, la anoxia destaca
como elemento común en la acumulación y preservación de la misma.
BERNER (1981), basándose en la mutua exclusión entre minerales oxidados y
sulfúricos, plantea la clasificación de ambientes sedimentarios mediante la presencia o
ausencia de minerales autigénicos. Relaciona la mineralogía de los depósitos con los
procesos bioquímicos ocurridos durante la degradación de la materia orgánica y asigna cada
tipo de sedimento a una etapa específica de la degradación.
BRUMSACK & GIESKES (1983), reportan las concentraciones de elementos
mayoritarios y minoritarios de aguas intersticiales en sedimentos anóxicos del Golfo de
California. Caracterizan los perfiles típicos para sedimentos anóxicos: aumento en la
concentración de los elementos Mo, Cr y V en profundidad; aumento de las
concentraciones de Mn, Fe y Al hacia el tope de la columna estratigráfica. Afirman que la
correlación en las concentraciones de los elementos Mo, Cr y V con la materia orgánica
implica la asociación con esta durante la diagénesis.
OSCHMANN (1988), estudia las secuencias de la Formación Kimmeridge Clay al sur
de Inglaterra y discrimina cinco litofacies de lutitas en base a criterios químicos y
biológicos dependientes del grado de estratificación en la columna de agua.
Propone un nuevo modelo para explicar las condiciones anóxicas depositacionales
basado en patrones de circulación oceánica asociados a estacionales climáticas y ubicación
geográfica.
10
PEDERSEN & CALVERT (1990), analizan las causas posibles de la acumulación de
materia orgánica en ambientes reductores considerando la productividad orgánica, actividad
biológica, profundidad de la cuenca, corrientes oceánicas, entre otros. Concluyen que la
acumulación y preservación de la materia orgánica depende de la productividad primaria y
no del grado de anoxicidad de la cuenca, siendo esta última consecuencia directa del
desarrollo biológico en la zona fótica. Proponen nuevos modelos basados en la
productividad primaria para explicar la ocurrencia de sedimentos ricos en materia orgánica
a finales del Cretácico.
HATCH & LEVENTHAL (1992), analizan las concentraciones químicas en núcleos de
la Formación Stark Shale en Kansas. Asocian la presencia de elementos metálicos a
estratificación en la columna de agua y establecen parámetros para determinar condiciones
depositacionales.
CALVERT & PEDERSEN (1993), analizan las relaciones existentes entre
concentraciones elementales y procesos químico-biológicos asociados al desarrollo de
períodos anóxicos. Describen mecanismos de acumulación de los elementos metálicos Cu,
Cd, Cr, Ni, Mn, Mo, Re, U, V y Zn estableciendo parámetros en base a dichas
acumulaciones para determinar condiciones depositacionales. Suponen diferentes patrones
de acumulación para cada elemento, siendo algunos concentrados por ligandos organo-
metálicos vinculados a materia orgánica y otros por fases sólidas sulfurosas autigénicas;
concluyen que las condiciones depositacionales anóxicas/euxínicas pueden ser inferidas por
acumulaciones importantes de los elementos metálicos analizados (a excepción del
manganeso).
JONES & MANNING (1993), utilizan y jerarquizan relaciones interelementales como
indicadores de paleoambientes en la Formación Kimmeridge Clay de Inglaterra. Establecen
como indicadores más confiables DOP, U/Th, uranio autigenico, V/Cr y Ni/Co; asimismo,
señalan a los indicadores Ni/V, C/S y (Cu+Mo)/Zn como poco confiables por no presentar
cambios contrastantes entre las sucesiones ambientales. Sintetizan las condiciones
depositacionales en la sección estudiada como períodos esporádicos de anoxia y disoxia;
11
calibran las relaciones interelementales con valores de DOP establecidos y concluyen,
mejor discriminación entre los ambientes óxicos y disóxicos que entre disóxicos y
anóxicos.
NIJENHUIS et al. (1998), analizan los mecanismos responsables de la acumulación
de elementos metálicos en capas sapropélicas al Este del Mediterráneo. Explican la
acumulación de COT mayor a 20% debido a incremento en productividad y preservación
por desarrollo de eventos anóxicos; afirman que el principal mecanismo operante en la
transferencia de elementos metálicos del agua marina a los sedimentos es asociación con
materia orgánica y formación de fases sólidas sulfurosas.
JARVIS et al. (2001), estudian una sección del Cretácico Superior al sur de
Inglaterra. Determinan mediante geoquímica, secuencias estratigráficas asociadas a
concentraciones de manganeso controladas por la actividad biológica, comparan estas
secuencias con estudios anteriores y proponen marcadores ambientales para las superficies
de máxima inundación, límites de secuencias y superficies transgresivas.
MORFORD et al. (2001), describen el proceso de enriquecimiento y acumulación de
los elementos metálicos Mn, V, Mo, U, Cd y Re en condiciones anóxicas y euxínicas;
además, logran delimitar períodos de anoxia/disoxia asociados a eventos de glaciación.
TALUKDAR et al. (1986), describen la evolución tectono-estratigráfica de la
Subcuenca de Maturín; realizan un análisis integrado de la Subcuenca de Maturín. En la
Formación Carapita, registran valores de COT comprendidos entre 0.3% y 2.1% en peso
con un promedio de 1.1%; afirman que el tipo de materia orgánica es principalmente de
origen marino, aunque en algunos pozos registran dominio de materia orgánica continental.
CAMPOS et al. (1988), elaboran un modelo de evolución geológica de la Cuenca
Oriental de Venezuela en función de orientar la exploración futura y definir áreas de interés
exploratorio. Determinan megasecuencias sedimentarias asociadas a eventos tectónicos y
rasgos tectónicos mayores responsables de la arquitectura y relleno de la cuenca.
12
GALLANGO & RUGGIERO (1989), generan hidrocarburos en la Formación Carapita
utilizando técnicas de hidropirólisis y caracterizan el producto obtenido utilizando técnicas
analíticas convencionales y especiales. Determinan un COT promedio de 1.86% en peso y
concluyen debido al poco bitumen generado, materia orgánica de origen continental
propensa a generar gas.
TOCCO et al. (1993), analizan los crudos y materia orgánica de varios pozos en la
Formación Carapita en función de establecer correlaciones y variaciones verticales.
Concluyen que la materia orgánica predominante es de tipo continental con valores
comprendidos entre 6.83% y 1.74 % con un promedio de 1.74%; determinan incremento de
la madurez en la materia orgánica hacia la base de la sección.
GALEA & VÁSQUEZ (1994), asocian la ocurrencia de biofacies de la Formación
Carapita a eventos tectónicos y sedimentarios durante el Mioceno. Determinan fallamiento
sinsedimentario, corrientes de turbidez y retrocorrimentos en la zona triangular y duplex
responsables de sobreespesores anómalos en las secuencias sedimentarias.
CRESPO DE CABRERA Y DI GIANNI (1994), reconocen en base a bioestratigrafía, dos
ciclos mayores transgresivos-regresivos de segundo orden. Determinan para el Mioceno
Medio, avance del mar y sedimentación de la Formación Carapita en ambientes batiales
asociada a bajas tasas de sedimentación y alta productividad biológica ocurriendo la
máxima profundización en el flanco norte de la cuenca durante la zona planctónica N7/N8.
STEPHAN et al. (1994), establecen un modelo tectono-estratigráfico para la Serranía
del Interior; delimitan tres etapas tectónicas y asocian a cada una de ellas, secuencias
estratigráficas que determinan la evolución depositacional en el tiempo.
PARNAUD et al. (1995), proponen para la Cuenca Oriental de Venezuela, un modelo
geológico multidisciplinario en función de identificar los sistemas petroleros y yacimientos
atractivos de dos provincias petrolíferas: los campos de crudo pesado en la plataforma
13
foreland cercana al Orinoco; el campo El Furrial y sus trampas asociadas a cabalgamientos
frontales de la Serranía del Interior.
Establecen reservas de hidrocarburos mediante modelajes numéricos 1-D y 2-D
soportados por balanceos estructurales; síntesis estratigráficas; modelos hidrodinámicos de
los yacimientos Las Piedras, Oficina y Guayuta; caracterización de rocas madres en el
Grupo Guayuta (origen marino) y la Formación Carapita (origen continental).
Realizan análisis de geoquímica orgánica para la Formación Carapita encontrando
materia orgánica principalmente continental con un promedio general de COT de 2%.
PASSALACQUA et al. (1995), proponen un modelo geodinámico congruente para la
interacción entre las placas Caribe y Suramérica cuya característica principal es la
subducción al norte de al menos 70 km de litosfera continental de la Placa Suramericana.
Postulan a la falla El Pilar como estructura limitante interplaca responsable de
distribuir la deformación en un régimen de convergencia oblicua; además, establecen un
modelo de subducción asociado a una cuña de alta densidad cuya expresión superficial es la
falla El Pilar.
SCHMITZ et al. (1997), estudian la distribución de los elementos Ba, CaCO3, δ13C,
P2O5 y SiO2 en dos secciones de Israel y Egipto en función de identificar períodos de
productividad biológica en el Paleoceno. Encuentran evidencias sustentadas en
concentraciones elevadas de bario que suponen períodos de productividad exacerbada
durante el Paleoceno Tardío, asocian las evidencias encontradas a la ocurrencia de períodos
de abundancia de foraminíferos pláncticos y concluyen eventos de downwelling
intensificados por corrientes eólicas.
NAVARRO (1999), caracteriza las turbiditas de la Formación Carapita y establece
condiciones de sedimentación clasificando la Subcuenca de Maturín según el criterio de
Mutti & Normack (1987) como una cuenca tipo C.
ALBERDI-GENOLET & TOCCO (1999), realizan análisis geoquímicos orgánicos e
inorgánicos a dos secciones cretácicas en la Cuenca de Maracaibo; la primera comprende el
14
período Albiense-Aptiense (Miembro Machiques), la segunda abarca el intervalo
Cenomaniense-Campaniense (Formación La Luna). Definen episodios alternantes óxicos-
anóxicos para el Miembro Machiques de materia orgánica mixta, en cambio, condiciones
anóxicas-euxínicas son características en la Formación La Luna de materia orgánica marina
altamente preservada; sin embargo, ambas secciones presentan concentraciones elevadas de
los elementos V, Mo y Zn. Encuentran limitaciones al correlacionar ambas secuencias
debido a dependencia de los elementos con respecto a litología y tipo de materia orgánica.
SUMMA et al. (2003), establecen un modelo geodinámico de la Cuenca Oriental
enmarcado en las relaciones y dominios estructurales definidos por los límites interplaca en
Suramérica septentrional; asimismo, delimitan dentro de la Cuenca Oriental, cinco
dominios tectono-estratigráficos asociados al régimen de compresión transpresiva
diacrónica desarrollada entre las placas Caribe y Suramericana.
Integran las reconstrucciones tectónicas con estudios geoquímicos de yacimientos e
identifican patrones de migración relacionados a la historia depositacional y de maduración
en función de identificar sistemas petroleros.
Delimitan para la Fomación Carapita, materia orgánica tipo II/III con contenido de
COT de hasta 4.5%.
QIUGEN et al. (2005), caracterizan las concentraciones químicas elementales de las
metapelitas del Grupo Xingxingxia en China y comparan los valores obtenidos con las
composiciones de PAAS y NASC. Determinan proveniencia a través de las relaciones
elementales Al2O3/TiO2, Cr/Zr, Cr/Th, Th/Sc y concluyen un posible origen félsico con
poco aporte máfico; además, definen a través de ICV, CIA y contenido de K2O, la madurez
composicional y grado de intemperismo de la roca.
BUATOIS (2005), analiza uno de los pozos del campo Tacata en el intervalo Mioceno
Inferior a Medio. Establece mediante herramientas sedimentológicas, estratigráficas y
paleontológicas ambientes depositacionales de alto estrés por condiciones salobres en
sistemas deltaicos dominados por olas posteriormente abandonados debido a trasgresión
marina.
15
ZAVALA (2005), describe las secuencias sedimentarias de la Formación Carapita
como sucesivos eventos hiperpícnicos y plumas de suspensión de lofting. Sugiere ambiente
depositacional marino costa afuera.
16
CAPÍTULO I I
GEOLOGÍA REGIONAL
17
La comprensión de las relaciones entre facies sedimentarias, sucesiones
estratigráficas, geometría de la cuenca y eventos tectónicos es necesaria en función del
desarrollo de un marco que explique la evolución de la región.
II.1.- MARCO GEOLÓGICO. SEDIMENTACIÓN DE LA CUENCA ORIENTAL.
El Oriente de Venezuela, se ubica dentro de un arreglo tectónico compresivo
dominado por la subducción del Caribe y la placa de Suramérica (Jácome, 2001). Según
Summa et al. (2003), la Cuenca Oriental se sitúa detrás de un cinturón de subducción
activo, que presenta transpresión y engrosamiento tectónico desarrollando una cuenca tipo
foreland, estructurada durante el Neógeno en el antiguo margen pasivo mesozoico del
Cratón de Suramérica (Parnaud et al., 1995).
Como resultado de la evolución transpresiva diacrónica en Suramérica
septentrional, relaciones estratigráficas pre-miocénicas relativamente sencillas en la
Cuenca Oriental se hacen progresivamente más complejas a partir del Mioceno, producto
del desarrollo del foreland y emplazamiento de napas asociadas a corrimientos.
Es por ello que diversos autores que realizaron estudios en la zona, han dividido la
historia de la Cuenca Oriental en múltiples episodios tectono-estratigráficos. Di Croce
(1995); discrimina 3 fases estratigráficas: Pre-Cretácico (prerift y rift); Cretácico –
Paleógeno (margen pasivo); Neógeno (desarrollo del foredeep). González de Juana et al.,
(1980); reconocen tres ciclos sedimentarios: Paleozoico Medio – Superior, Cretácico Medio
– Terciario Inferior, Terciario Superior. Según Eva et al., (1989) citado en Parnaud et al.,
(1995) y en Navarro (1999); existen cuatro megasecuencias o fases: prerift en el
Paleozoico; rift en el Jurásico y Cretácico Temprano; margen pasivo durante el Cretácico –
Paleoceno; colisión oblicua durante el Neógeno y Cuaternario.
Megasecuencia de Prerift: de acuerdo a Eva et al., (1989) citado en Navarro, (1999),
sobre el basamento ígneo – metamórfico se depositan discordantemente las arenas
ligeramente calcáreas e intercaladas con conglomerados y lutitas verdes de las formaciones
Hato Viejo (Cámbrico) y Carrizal (Cámbrico – Ordovícico) en ambientes marinos de
costeros a neríticos. Stover (1967), citado en Parnaud et al., (1995), asigna una edad
Devónico – Carbonífero Temprano a Carrizal y Feo Codecido et al., (1984) infieren un
18
ambiente para ambas formaciones de continental a marino somero (citado en Navarro,
1999).
Megasecuencia de Rift (Jurásico – Cretácico Temprano): es precedida por la
orogénesis Herciniana con el consecuente levantamiento del cratón y regresión
generalizada (González de Juana et al., 1980); caracterizada por grabens, creación de
corteza oceánica (Tethys-Caribe) y una discordancia regional asociada al rompimiento
evidenciado en el Graben de Espino Ysaccis (1997); Eva et al., (1989), citado en Navarro,
(1999). Esta secuencia molásica compuesta por capas rojas continentales intrusionadas por
sills basálticos, ha sido descrita como Formación Ipire (Parnaud et al., 1995).
Megasecuencia de Margen Pasivo: según Di Croce (1995), un ciclo transgresivo-
regresivo de primer orden relacionado a la apertura del Océano Atlántico puede ser
establecido dentro de esta megasecuencia. La transgresión con base en el Jurásico Tardío,
culmina con un evento de máxima inundación marcado por un downlap en el Turoniense.
Fase regresiva generalizada con oscilaciones de gran amplitud se hace presente del
Turoniense al Reciente.
Pre – Turoniense: arenas basales al sur depositadas en llanuras deltaicas y
facies carbonáticas de ambiente marino al norte representan la primera
sedimentación de la transgresión cretácica, esta secuencia de la Formación
Barranquín pasa gradualmente a condiciones neríticas con depositación de calizas,
lutitas y areniscas de la Formación El Cantil. A principios del Cenomaniense, la
subsidencia y transgresión al sur alcanza un máximo con la depositación de lutitas
negras, calcáreas y pelágicas de ambiente profundo y condiciones euxínicas de las
formaciones Querecual y San Antonio; su máxima extensión transicional al sur es la
Formación Tigre de calizas fosilíferas y ambiente somero. En toda la secuencia, se
evidencia una plataforma carbonática diacrónica que representa el máximo avance
de la transgresión (Talukdar et al., 1986). Según Jácome, (2001); el escudo de
Guayana aportó los sedimentos de esta secuencia de margen pasivo carbonático que
engrosa al norte y al océano Atlántico; al sur se acuña y solapa en discordancia a
rocas paleozoicas, jurásicas y unidades pre-cámbricas. Esta cuña cretácica clástica
con geometría retrogradacional depositada durante la transgresión, corresponde a
una fase transgresiva retrogradante (Di Croce 1995).
19
Post – Turoniense: según Talukdar et al., (1986); suprayaciendo al Grupo
Guayuta, se encuentran las areniscas masivas de aparente origen turbidítico de la
Formación San Juan, depositadas en ambientes de talud-plataforma externa y
asociadas a regresión. Sin embargo; Di Croce (1989), citado en Parnaud et al.,
(1995); indica que la Formación San Juan al norte, pertenece a facies de abanicos
submarinos regresivos mientras que al sur es deltaica o estuarina.
De acuerdo a Talukdar et al., (1986); a partir del Maastrichtiense, el
ambiente marino profundo óxico, permite la depositación concordante y transicional
de lutitas oscuras con intercalaciones de limolitas y areniscas de la Formación
Vidoño. Esta última, se interdigita al tope con la Formación Caratas depositada a
partir del Eoceno Inferior en ambientes marinos de aguas someras; se constituye en
la base de limolitas y areniscas frecuentemente glauconíticas-calcáreas y calizas
bioclásticas en el tope (Miembro Tinajitas) que representan una regresión
pronunciada y extensa. La ausencia de sedimentos del Eoceno Superior evidenciada
en la discordancia entre Caratas y Los Jabillos (Oligoceno Medio) sugiere un
período de no depositación.
Parnaud et al., (1995); afirman que la última secuencia de margen pasivo
pre-miocénica (Formación Merecure), comprende ambientes continentales en la
parte meridional y de plataforma interna al norte. Litológicamente, está compuesta
por lutitas y areniscas finas a gruesas provenientes del escudo que en el tope pasan a
lutitas de plataforma externa de las formaciones Areo y Carapita.
La sedimentación de margen pasivo del Paleógeno culmina con la
depositación de cuñas progradantes siliciclásticas asociadas a delgados ciclos y
secciones condensadas con ocasional sedimentación ausente. Al tope, estos ciclos
son truncados por la discordancia basal del foredeep, que separa la secuencia
suprayacente del foreland de la unidad de margen pasivo inferior (Di Croce, 1995).
De acuerdo a Jácome (2001); la configuración del Cretácico Tardío se
caracteriza por presentar una sedimentación clástica de margen pasivo, sugiriendo
un “ahogo” de la plataforma carbonática precedente debido al incremento de aporte
clástico por parte del escudo. Por su parte, Di Croce (1995); alega que la geometría
20
progradacional del paquete Cretácico y Cenozoico corresponde a una fase regresiva
progradante.
Megasecuencia de colisión oblicua: el desarrollo de un foreland evidenciado en la
discordancia regional del Paleógeno, resulta en relaciones estratigráficas complejas y
procesos tectónicos asociados a compresión diacrónica diferencial. Es por ello que Di
Croce (1995), considerando la estratigrafía de la zona, divide esta megasecuencia en dos
ciclos transgresivos-regresivos subdivididos en cuatro grandes unidades: Mioceno Inferior;
Mioceno Medio; Mioceno Superior; Plio-Pleistoceno al Presente.
Mioceno Inferior: asociado a sedimentos primarios sinorogénicos, se
desarrolla en una transgresión de largo término con facies plataformales al oeste y
batiales al este y norte (Jácome, 2001). Según Summa et al. (2003), carga de napas
alóctonas vinculadas a la invasión de la Placa Caribe generan subsidencia y flysh en
el foredeep; evidencia de esto, son las características estratigráficas delimitadas en
sísmica por Di Croce (1995): onlap al principio de la fase foredeep; secuencias
progradantes en plataforma distal; discordancia y truncamiento de estratos
cretácicos asociados a migración meridional del peripheral bulge.
De acuerdo a Di Croce (1995), las secuencias costa adentro enmarcadas en
sistemas transgresivos y de alto nivel que suprayacen a la discordancia regional del
foredeep, comienzan con litofacies fluviales de areniscas masivas de grano medio a
grueso intercaladas con capas de lutita y lignito de la Formación Merecure; sobre
esta, paquetes progradantes de lutitas que gradan a facies alternantes de limolita y
arenisca, interpretados como barras costeras de ambiente litoral (parte basal de
Formación Oficina).
En las secuencias costa afuera, calizas micríticas de esqueleto coralino
desarrolladas en complejos arrecifales, muestran poros de disolución que sugieren
exposición subaérea relacionada con la caída del nivel del mar a finales de Mioceno
Inferior. Al noreste, esta facies pasa lateralmente a lutitas limosas verde-marrón de
ambiente plataformal externo a batial interno (Formación Carapita). En conjunto,
los depósitos costa afuera representan un sistema encadenado de bajo nivel
caracterizado por abanicos submarinos lodosos de talud (figura 2.1).
21
200
Margarita 1
200
1000
1000
200
Tobago 1
2000
3000
N
MERECUREFm.
FLUVIAL CONTINENTAL
LOWER OFICINA Fm.SHALLOW-OUTER SHELF CLASTICS
ORINOCO RIVER
SHELF BREAK
CARBONATE PLATFORM
0 40 80 120 KM
DEEP MARINE SHALELBF
LOWER CARAPITA Fm.
DF
TRINIDAD
EPF
SFFUF
AF
Maturin
65º 63º64º 60º61º62º
9º
59º
10º
11º
61º 60º 59º64º 63º 62º65º
11º
10º
Modificado Di Croce 1995
AF: FALLA DE ANACO; UF: FALLA URICA; SFF: FALLA SAN FRANCISCO; EPF: FALLA EL PILAR;LBF: FALLA LOS BAJOS; DF: FRENTE DE DEFORMACION ; BAP: PRISMA ACRECION BARBADOS
Figura 2.1. Mapa de facies para el Mioceno Temprano (modificado de Di Croce, 1995).
Mioceno Medio: convergencia oblicua diferencial en Suramérica
septentrional, es asociada a períodos de levantamiento tectónico e isostático a lo
largo de fallas nuevas y reactivadas que generan secciones de erosión significativa
en la cuenca de Carapita (Summa et al., 2003).
De acuerdo a Di Croce (1995); la secuencia costa adentro comienza con un
patrón retrogradante de lutitas y ocasionales capas de arena de plataforma media que
pasan gradualmente a sedimentos más arenosos de ambientes litorales.
El patrón retrogradante definido por la secuencia anterior, cambia
abruptamente a progradante con la depositación de una sección masiva de lutitas
depositadas en ambiente batial que contiene la máxima profundización de la cuenca
(Serravaliense). Toda la sección de costa adentro corresponde en el flanco Sur a la
Formación Freites.
En el flanco Norte, la Formación Quiamare abarca una gran cantidad de
ambientes que van desde marino restringido somero y canales fluviales, hasta los
heterogéneos sub-ambientes de los abanicos. (Schlumberger, 1997).
La secuencia de margen pasivo desarrollada costa afuera, culmina con el
solape (onlap) de las lutitas fosilíferas y areniscas de plataforma externa de la
22
Formación Carapita. Esta secuencia completa el ciclo de segundo orden de la
transgresión-regresión definida a partir del Mioceno Inferior.
De acuerdo a Jácome (2001); secuencias sinorogénicas depositadas en tres
depocentros separados por altos topográficos que migran progresivamente al sur,
son evidencia de subsidencia del foreland por sucesivas cargas de napas; esto
concuerda con lo establecido por Talukdar et al. (1986), que afirman
desplazamiento meridional del eje de la cuenca con sedimentación más reciente al
sur (figura 2.2).
AF
ORINOCO RIVER
?
UF
200
1000
200
N
FLUVIAL CONTINENTAL
OFICINA Fm
FREITES Fm SHELF CLASTICS
SHELF BREAK
CARAPITA Fm
DEEP MARINE SHALEDF
LBF
Maturin
Cumana
SFF
EPFUPLIFT EROSION
TRINIDAD
Margarita 1 Tobago 1
1000
200
2000
3000
9º
10º
11º
61º 60º 59º63º 62º64º65º
11º
10º
65º 63º64º 62º 60º61º 59º
0 40 80 120 KM
Modificado Di Croce 1995
Figura 2.2. Mapa de facies para el Mioceno Medio (modificado de Di Croce, 1995).
Mioceno Superior: en el flanco Norte, se deposita en profunda discordancia
sobre las formaciones Carapita y pre-Carapita las arenas no marinas de la
Formación Las Piedras, cubriendo en forma de manto a una provincia intensamente
tectonizada con estructuras erosionadas, falladas y sobrecorridas (González de Juana
et al., 1980).
En el flanco Sur, la secuencia costa adentro se caracteriza por un patrón
granodecreciente y ambientes depositacionales cada vez más profundos que
comprenden desde continentales hasta batial superior. En la base (Formación La
Pica), limolitas y lutitas intercaladas con arenas pasan transicionalmente (producto
de una transgresión), a lutitas con limolitas y arenas de grano fino (Di Croce, 1995).
23
En la secuencia costa afuera, lutitas intercaladas con limolitas y areniscas
finas son depositadas en cuñas progradantes y abanicos submarinos desarrollados en
un margen pasivo bajo un sistema encadenado de bajo nivel.
Según Di Croce (1995); en el Mioceno Superior, sucesivos sistemas
encadenados de alto nivel, transgresivo y de bajo nivel denotan profundización de la
cuenca; este evento transgresivo concuerda con el solape (onlap) sobre rocas pre-
cámbricas registradas por Jácome (2001). Sin embargo, ninguno de los dos autores
identifican la discordancia regional de 10 Ma asociada a levantamiento isóstatico
por relajamiento de esfuerzo compresivo establecido por Summa et al., (2003).
Plioceno – Pleistoceno: arcillitas, limolitas y areniscas de grano fino
depositadas en un complejo deltaico (Formación Las Piedras), marcan el inicio de
sucesivas secuencias estratigráficas regresivas producto de la migración sureste del
cinturón de la Serranía y progradación oriental del Delta del Orinoco. El ambiente
marino somero presente en el Plioceno se torna posteriormente continental,
depositando una secuencia de arenas de grano grueso y grava con cemento
ferruginoso de la Formación Mesa. Los depocentros de estas secuencias, se
encuentran separados por altos en el basamento y desplazados al este y sur con
respecto a períodos anteriores; su relación singenética con los depósitos está
controlada por el Delta del Orinoco y fallas de crecimiento costa afuera (Jácome,
2001).
Durante su evolución y desarrollo, la cuenca foreland de Maturín fue
sedimentada con depósitos sinorogénicos provenientes del escudo de Guayana y la
Serranía (Jácome, 2001); de acuerdo a Passalacqua et al., (1995); el relleno de la
cuenca comprende desde turbiditas de aguas profundas de la Formación Carapita
(Mioceno Temprano – Medio) hasta facies continentales de La Pica, Morichito, Las
Piedras y Mesa (Mioceno Superior – Cuaternario). Esta secuencia concuerda con lo
establecido por Egan & Williams (N.D), para cuencas foreland; sedimentación
primaria turbidítica de grano fino asociada al desarrollo inicial del cinturón
montañoso, en donde tanto topografía como aporte de sedimentos son bajos; en
contraste, los últimos depósitos son dominantemente de aguas someras o
24
continentales y están asociados con un cinturón montañoso maduro donde la
topografía evolucionada genera abundante aporte de sedimento.
II.2.- MARCO ESTRATIGRÁFICO. SUBCUENCA DE MATURÍN. Tabla 2.1. Formaciones litológicas comprendidas por los pozos.
FORMACIÓN CARACTERÍSTICAS CONTACTOS AMBIENTE
ME S A
Areniscas sueltas ferruginosas de grano grueso y escogimiento moderado. Fósiles de agua dulce asociados con arcillas ligníticas y madera silicificada
Inferior concordante y transicional; cubierto por aluviones en el tope
Fluvio-deltáico y paludal con desarrollo de abanicos aluviales asociados a cordilleras
LA S PI E D R A S
Areniscas micáceas friables de grano fino intercaladas con lutitas gris-verdoso, arcillitas sideríticas, lutitas ligníticas y lignitos
Discordante en la base; concordante y transicional en el tope
Deltaico a marino somero
UC H I RI T O
Areniscas limosas calcáreas grises y verdes intercaladas con lutitas limosas blandas calcáreas con limolitas rojizas, lutitas ligníticas, granos de cuarzo grueso y fragmentos de ftanitas
Basal concordante y transicional; discordante en el tope
Marino somero a moderadamente
profundo
CA R A P I T A
Lutitas de color oscuro, masivas en lugar de fisiles, lustrosas, localmente piríticas o glauconíticas. Calcáreas por la alta cantidad de foraminíferos. Carácter regresivo al tope con desarrollo de arenas y turbiditas (Miembro Chapapotal)
Contacto basal concordante, diacrónico y transicional. Contacto superior concordante transicional
Marino profundo que someriza hacia los bordes de la cuenca. Somerización a partir del Mioceno Medio con desarrollo de discordancias intraformacionales
CA P A Y A
Alternancia de lutitas y areniscas con ocasionales capas de carbón. Las lutitas son de color oscuro laminadas. Las areniscas pueden ser de grano fino a medio, con detritos carbonosos
Transicional; considerado como el componente clástico inferior transgresivo de Carapita
Transicional-nerítico interno en la base a nerítico medio en el tope
25
II.3.- MARCO ESTRUCTURAL. EVOLUCIÓN DE LA CUENCA ORIENTAL – SUBCUENCA DE
MATURÍN.
Las secuencias estratigráficas, delimitadas por superficies de máxima inundación y
erosión, definen ciclos transgresivos y regresivos controlados por cambios relativos del
nivel del mar. A su vez, este último está dominado por la tectónica presente que estipula el
tamaño de la cuenca y la tasa de subsidencia. En base a esto, se describe a continuación los
principales eventos tectónicos que afectaron la Cuenca Oriental en función de integrar la
tectónica y la historia depositacional.
La formación y evolución del Oriente de Venezuela, resulta de procesos tectónicos
interactivos entre las placas de Norteamérica, Suramérica y Caribe que incluyen rifting,
intrusiones, compresión, subducción, subsidencia, etc. (Di Croce, 1995; Mijares, 1995;
Jácome, 2001; Ysaccis, 1997; Passalacqua et al., 1995; Hung, 1997; Schmitz et al., 2005;
Summa et al., 2003). Según Navarro (1999), “la Cuenca Oriental de Venezuela es una
cuenca polihistórica o compleja; ya que contiene más de un ciclo o episodio
tectónico/sedimentario”. Debido a esto, la división de la evolución en fases impera como
forma adecuada para su descripción.
Basándose en la integración interdisciplinaria de estudios anteriores, Summa et al.
(2003) establece dos etapas: rifting mesozoico y desarrollo de margen pasivo; transpresión
cenozoica debido al paso este-oeste del Caribe. Di Croce (1995) y Mijares (1995), aunque
ligeramente distintas, puntualizan tres fases: fase de rift (Triásico a Jurásico Medio-Tardío);
fase de margen pasivo (Jurásico Tardío a Cretácico-Eoceno); fase de margen activo o etapa
de compresión/transpresión (Oligoceno-Presente).
Etapa de rift o extensión: caracterizado por la presencia de grabenes y fosas
producto del mecanismo de extensión continental y expansión del piso oceánico, comienza
con la separación diacrónica de Suramérica a través de la apertura del Atlántico Norte y su
extensión al suroeste el proto-Caribe, donde se separan Norteamérica y Gondwana, (Erlich
& Barrett, 1992; Pindell & Dewey, 1982, ambos citados en Navarro, 1999). Según Summa
et al., (2003); Di Croce (1995) y Mijares (1995) basado en Erikson, 199), esta etapa de
rifting afecta al Cratón Pre-Cámbrico de Guayana y genera el Graben de Espino que según
Feo Codecido et al. 1984 (citado en Di Croce, 1995), ha sido datado con rocas ígneas en
26
Triásico Tardío – Jurásico Temprano. Se genera a lo largo del norte de Suramérica,
estructuras regidas por fallas normales que posteriormente serán reactivadas en eventos
compresivos.
Etapa de margen pasivo: a finales del Jurásico, Suramérica septentrional desarrolla
la fase terminal de extensión. Di Croce (1995); Hung (1997); Yssaccis (1997); Summa et
al., (2003); proponen un período de subsidencia termal al norte de Suramérica con
desarrollo diacrónico de un extenso margen pasivo continental que prevalece hasta el
Paleoceno Temprano. Durante este período transgresivo, se desarrolla una cuña
sedimentaria de rocas marinas clásticas de 3 a 4 Km de espesor con rocas carbonáticas en el
tope y excelente calidad generadora (Summa et al., 2003).
Durante el Campaniense, la separación entre Norteamérica y Suramérica cesa al
tiempo que el proto-arco de las Antillas Mayores colisiona con el margen pasivo de
Norteamérica (Cuba-Hispaniola) y Suramérica (Hung, 1997). A partir del Paleoceno,
comienza la migración al este de la Placa Caribe con deformación transpresiva diacrónica
en Suramérica septentrional que inicialmente al oriente de Venezuela fue insignificante si
se compara con el oeste (Di Croce, 1995).
Fase de margen activo: las condiciones presentes de margen pasivo y sedimentación
espesa de las secuencias sedimentarias cambian debido al desarrollo de un frente flexurado
producto de la migración al este de la Placa Caribe. Las relaciones relativamente sencillas y
concordantes depositadas antes de esta fase, se tornan complejas debido a la interacción
entre las placas que producen variaciones diferenciales en el nivel del mar y elementos
paleotopográficos que generarían hiatos erosionales.
Ysaccis (1997) y Di Croce (1995), indican que el piso oceánico mesozoico del
Caribe era subducido debajo del Arco de las Antillas Mayores, al tiempo que este migraba
al noreste hasta su colisión con la Plataforma de Bahamas. A partir de aquí, la migración de
la Placa Caribe al este cambia los regímenes tectónicos y condiciones de depositación en
Suramérica septentrional.
Del Paleoceno Tardío al Eoceno Medio, se genera en la Cuenca de Maracaibo un
foreland por colisión y obducción del arco volcánico que sobrecorre a Suramérica y
emplaza las Napas de Lara (Kertznus, 2002). Según Audemard (1997) citado en Kertznus
(2002); este conjunto es sobrecorrido al sur, hasta los límites actuales de los Andes
27
venezolanos con desarrollo de sucesivas cuencas foreland rellenadas por la flexura
generada por cargas tectónicas progresivas.
Volcanismo en el arco de las Antillas Menores y emplazamiento de las Napas de
Villa de Cura durante el Eoceno, preceden a la rotación antihoraria de los bloques
transpresivos de Venezuela por esfuerzos compresivos sucesivos que emplazan escamas de
corrimiento y foredeep asociados sobre secuencias cretácicas de margen pasivo.
Según Stephan et al. (1990), el Oligoceno es un período de estabilidad tectónica
producto de una posible disminución en el movimiento de la Placa Caribe.
Según Blanco & Sánchez (1991) citado en Díaz de Gamero (1996), en la Subcuenca
de Guárico durante el Mioceno Medio la zona marina más profunda al noreste migra al
norte debido a la carga que generan las sucesivas napas diacrónicas emplazadas. Este
emplazamiento resulta en el corrimiento de rocas alóctonas sobre la secuencia Eoceno
Temprano – Mioceno Temprano en el oeste de Guárico y sobre el Mioceno Temprano –
Medio al noreste de Guárico y Oeste de Anzoategui (Blanco & Sánchez, 1991; citado en
Díaz de Gamero, 1996).
A partir del Mioceno Temprano, se define el foreland de Maturín por deformación
transpresional que incrementa al este; según Jácome (2001), del Mioceno Medio a Mioceno
Tardío, flexura litosférica asociada a la carga de la Serranía y empuje transpresivo genera
desplazamiento al sur del depocentro ubicado al noreste y rotación horaria del eje de
sedimentación oeste – este otrora suroeste – noreste. Posteriormente, tectónica menos
activa permite el desarrollo de secuencias sedimentarias que aumentan en espesor al este y
que solapan (onlap) al cratón, Díaz de Gamero (1996) afirma que el drenaje del Orinoco
sustentaba la mayor parte de la sedimentación en este período.
Jácome (2001), indica que las espesas secuencias presentes en la cuenca de Maturín
no pueden ser generadas sólo por subsidencia termal, carga de napas y generación de
foreland; sino que existe una componente asociada al slab de subducción que “hala” la
cuenca hacia abajo.
Sin embargo, Summa et al., (2003); proponen múltiples mecanismos y procesos de
escala litosférica a cortical responsables de la espesa sedimentación: rifting mesozoico con
subsidencia termal y desarrollo de margen pasivo; subducción terciaria que adelgazó la
corteza; carga tectónica flexural terciaria producto de escamas sobrecorridas; carga
28
litostática por extensa depositación clástica en sistemas fluviales y yuxtaposición de
bloques acretados pertenecientes al Highstand System; transtensión por fallas de rumbo que
limitan estructuras extensionales.
En ambos casos, el mecanismo principal de basculamiento al este soportado por la
espesa sedimentación de secuencias clásticas está relacionado a la convergencia oblicua de
las placas Caribe y Suramérica. Múltiples modelos tectónicos se han propuesto para
caracterizar esta interacción; entre ellos está el orógeno flotante de Ysaccis & Audemard
(2000) citado en Jácome (2001), y el de Passalacqua et al., (1995).
Según Passalacqua et al., (1995), yuxtaposición superficial de grandes fallas de
rumbo y cinturones orogénicos doblemente plegados son con frecuencia desarrollados en
zonas de convergencia oblicua interplaca (respectivamente, la falla El Pilar y la cuenca de
Maturín representan ambos elementos asociados). Interpretan que una cuña semi-cortical
infrayacente a El Pilar actuó como tope en contra de la deformación transpresiva diacrónica
meridional, con desarrollo de zona de deformación al sur de la cuenca y acomodamiento
mediante desplazamiento de fallas de rumbo o extensionales. Determinaron de acuerdo a
secciones balanceadas un slab continental subducido de hasta 70 Km de profundidad.
De acuerdo a Jácome (2001); la teoría de orógeno flotante permite explicar
deformación compresiva, transpresión, transtensión y balance litosférico en un arreglo de
subducción oblicua. La deformación es balanceada en un sistema de despegue basal
localizado a niveles de corteza media e inclusive en el manto superior, donde existen
contrastes reológicos; este despegue es el resultado de una amplia zona de cizalla dúctil que
divide y separa la sección cortical entera de la litosfera infrayacente.
Durante el Oligo-Mioceno, la transcolisión de las placas Caribe y Suramérica causó
deformación del flanco norte de la Subcuenca de Maturín. Este proceso geodinámico
transformó el margen pasivo original en una cuenca foreland. Como resultado, los
elementos tectónicos desarrollados pueden ser agrupados dentro de tres provincias: Serranía
del Interior; Piedemonte de Monagas; foreland de Maturín (Hung, 1997).
Serranía del Interior: ubicada dentro de un contexto estructural complejo dominado
por régimen compresivo, comprende el área norte de la Subcuenca e incluye el cinturón
orogénico con vergencia sur. Está delimitado por las fallas El Pilar al norte; corrimiento de
Pirital al sur; la zona de falla de Urica y la zona de fallas de Los Bajos al este (Hung, 1997).
29
De acuerdo a Stephan et al., (1994), la Serranía proviene de tres etapas tectónicas:
distensión sinsedimentaria muy activa en el Cretácico Inferior y luego en el Maastrichtiense
y Oligoceno; acortamiento noroeste – sureste con génesis de pliegues y corrimientos
durante el Mioceno Inferior – Mioceno Medio; transtensión cuaternaria que reactiva el
patrón extensivo mesozoico del basamento.
Piedemonte de Monagas: Hung (1997), indica que el área se ubica al sur de los
corrimientos de Pirital y Quiriquire; el cinturón plegado continúa en el subsuelo y se
detiene en el frente de deformación. Anticlinales paralelos al frente de corrimiento y sus
expresiones diapíricas en el subsuelo son evidencia de eventos compresivos en el Neógeno.
Según Daal et al., (2000) citado en Cueto (2002); el frente del bloque cretácico
sobrecorrido genera una zona parautóctona con desarrollo de zona triangular limitada al sur
por un retrocorrimiento. Dentro de esta zona, la estructura de Tácata se desarrolla en lutitas
del Mioceno Medio (Formación Carapita) por pliegues disarmónicos o apilamiento de
pequeñas escamas, presentando despegue ciego al sur en la base y retrocorrimiento
emergente al norte en el tope.
Foreland de Maturín: limitado al norte y noroeste por el frente de deformación; al
sur por el cratón de Guayana y al noreste por el océano Atlántico. Está caracterizado por un
basamento extensional definido por bloques distensivos y fallas normales. Fallas
sobreimpuestas a estos bloques afectan a las secuencias sedimentarias neógenas (Hung,
1997).
30
CAPÍTULO I I I
GEOLOGÍA LOCAL
48
Se definen a continuación algunos conceptos básicos de estratigrafía secuencial
en función de comprender las relaciones sedimentológicas en el área de estudio.
Espacio de acomodo de sedimentos
Jervey (1988) citado en Miall (1996); lo define como el espacio disponible por
debajo del nivel de erosión en donde los sedimentos pueden ser preservados. Para
Posamentier & Allen (1999); el espacio de acomodo es aquel comprendido entre la
superficie terrestre o piso oceánico y el nivel marino o lacustre; en ambientes fluviales,
está controlado por la relación entre superficie terrestre y equilibrio fluvial determinado
por hidrología y carga sedimentaria del río.
Aporte de sedimentos
Los patrones y secuencias estratigráficas del relleno en cuencas siliciclásticas
dependen directamente del tamaño de grano y cantidad de sedimentos transportados por
sistemas fluviales; alteraciones abruptas en la geometría sedimentaria corroboran
períodos asociados a cambios climáticos, tectónicos o mecanismo intrínsecos de
sistemas fluviales (Leopold et al., 1964; Wescott, 1993; ambos citados en Posamentier
& Allen, 1999).
Las variaciones registradas en el suministro de sedimentos durante la evolución
de la cuenca controlan los patrones estratigráficos de dos formas: dada una tasa de
cambio en el espacio de acomodo, la arquitectura estratigráfica estará supeditada al
calibre y volumen de influjo local de sedimentos asociado a modificaciones en el perfil
de equilibrio fluvial; cambios en el espacio de acomodo por perturbaciones isóstaticas y
efectos fluviales debido a carga de sedimentos en la costa (Posamentier & Allen, op cit).
Parasecuencia
Sucesión relativamente conformable de capas o conjunto de capas limitadas por
superficies de inundación marina o superficies correlativas. En posiciones especiales
con la secuencia, las parasecuencias pueden ser limitadas tanto arriba como abajo por
límites de secuencia (Van Wagoneer et al., 1990).
49
Superficie de Inundación marina
Es aquella superficie que separa estratos jóvenes de antiguos y que evidencia
incremento abrupto en la profundidad de la cuenca que, comúnmente es acompañada de
períodos de no-depositación o erosión submarina (Van Wagoneer et al., 1990).
De acuerdo a Posamentier & Allen (1999); superficies de inundación regionales
ocurren por transgresión marina causada por subsidencia acelerada o aumento en el
nivel eustático; asimismo, transgresiones locales son sobrellevadas por incremento en el
aporte de sedimentos en la línea de costa. En épocas de máxima transgresión, los
depocentros son desplazados en posición máxima hacia el continente. Para Johannessen
& Steel (2005); esta máxima inundación marca la mayor invasión marina hacia el
continente produciendo las facies más profundas de las secuencias.
La máxima superficie de inundación (MFS) es inmediatamente seguida por el
sistema encadenado de alto nivel y puede ser representada por una sección condensada;
típicamente, los depósitos de alto nivel progradan hacia el mar desarrollando una
relación de downlap con la MFS (Miall, 1996).
La transgresión durante el ascenso continuo del mar cubre la plataforma
infrayacente y talud en lutitas; asimismo, los suelos sufren cambios depositacionales de
oxidados a reductores corroborados por el desarrollo de carbones y calizas carbonáceas
(Miall, 1996; Johannessen & Steel, 2005).
Conjunto de parasecuencias
Sucesión de parasecuencias genéticamente relacionadas formando un patrón de
apilamiento distintivo limitado por superficies de máxima inundación marina y sus
superficies correlativas. Los límites del conjunto separan patrones de apilamiento de
parasecuencias distintivas, pueden coincidir con límites de secuencias y solapar
(downlap) límites de sistemas encadenados (Van Wagoneer et al., 1990).
Tipos de conjuntos de parasecuencias
La relación entre tasa de acomodo y aporte de sedimentos determinará el
desarrollo de tres tipos de conjuntos de parasecuencias: Progradacional, parasecuencias
sucesivamente más jóvenes se depositan hacia la cuenca debido a mayor aporte de
sedimentos con respecto al acomodo; Retrogradacional, ocurren durante transgresiones
locales o regionales depositándose secuencias cada vez más jóvenes hacia el continente,
la tasa de aporte es menor a la de acomodo; Agradacional, la tasa de acomodo es similar
50
a la depositación por lo que no existen cambios laterales significantes en las secuencias
(Van Wagoneer et al., 1990).
Secuencias
Van Wagoner et al. (1990) y Mitchum (1977); lo definen como aquella unidad
estratigráfica compuesta de una sucesión relativamente conformable de estratos
genéticamente relacionados y limitados en tope y base por discordancias o
conformidades correlativas.
Por su parte, Posamentier et al., (1988) citado en Posamentier & Allen (1999);
vinculan el concepto a efectos de isostasia durante la evolución de la cuenca,
argumentando que las secuencias son depositadas entre puntos de inflexión de caídas
eustáticas.
Tipos y límites de secuencias
Dependiendo de la relación entre tasa de subsidencia y nivel eustático, existen
dos tipos de secuencias. Las secuencias tipo 1 están compuestas por sistemas
encadenados de bajo nivel, transgresivo y de alto nivel suprayaciendo a un límite de
secuencia tipo 1 (ver Figura 3.1); este límite se desarrolla cuando la caída del nivel
marino es más rápida que la subsidencia, la línea de costa se mueve cerca del borde de
la plataforma y ocurre erosión sub-aérea y profundización de cañones submarinos. Las
secuencias tipo 2 (ver Figura 3.2) compuestas de sistemas encadenados de margen de
plataforma, transgresivo y alto nivel suprayacen a discordancias tipo 2 desarrolladas
cuando no existe marcada erosión o exposición sub-aérea por caída gradual en el nivel
marino (Miall, 1996; Van Wagoner et al., 1990; Posamentier & Allen, 1999).
Figura 3.1. Secuencias Tipo 1 (tomado de Van Wagoner et al.,1990)
51
Figura 3.2. Secuencia Tipo 2 (tomado de Van Wagoner et al.,1990)
Sistemas encadenados
Son definidos por Posamentier & Allen (1999); como unidades estratigráficas
distintivas que son depositadas en fases específicas del ciclo eustático y que conforman
una sucesión predecible y relativamente conformable. De acuerdo a Kertznus (2002); la
contemporaneidad de estos depósitos puede ser establecida por bioestratigrafía; sin
embargo, los sistemas encadenados son comúnmente correlacionados en base a
superficies límites.
Las secuencias sedimentarias pueden ser agrupadas en sistemas encadenados de
bajo nivel (LST), alto nivel (HST) y transgresivo (TST).
Sistema encadenado de bajo nivel
Incluye las sucesiones estratigráficas depositadas durante períodos de caída
del nivel del mar y posterior incremento isostático; consecuentemente,
comprende el intervalo desde la caída del nivel del mar hasta que la tasa de
subsidencia supera a la de aporte (Posamentier & Allen, 1999).
Los sedimentos asociados a estadíos de bajo nivel son correlativos con
períodos erosivos del margen emergido y plataforma previamente construida,
uno u otra entrarán en erosión en función de la magnitud de la bajada eustática
que lo genera (Martínez, 1994).
52
Sistema encadenado transgresivo
Comprende unidades retrogradantes depositadas por transgresión hacia el
continente del nivel marino debido a aumento isostático, puede ser causado por
incremento en el acomodo o disminución en aporte de sedimentos (Posamentier
& Allen, 1999).
De acuerdo a Van Wagoner et al., (1990); el sistema encadenado
transgresivo suprayace a la superficie de transgresión y está limitado en su tope
por una MFS; en sección, parasecuencias cada vez más jóvenes son depositadas
en ambientes progresivamente profundos a medida que la línea de costa avanza.
Por su parte, Martínez (1994), afirma que la transgresión equivale a una
disminución en el aporte de sedimentos y es quizás por este motivo que las
secuencias son delgadas y ricas en materia orgánica; esto concuerda con lo
establecido por Miall (1996), quien afirma mayor concentración y preservación
de materia orgánica en secuencias fluviales durante el TST.
Sistema encadenado de alto nivel
Se desarrolla al final del período transgresivo cuando la tasa de aumento del
nivel del mar es excedida por el suministro de sedimentos; en sección,
secuencias cada vez más jóvenes son depositadas en ambientes progresivamente
someros. El sistema suprayace a una superficie de solape (downlap) y está
limitado en su tope por un límite de secuencia; la sección inferior comúnmente
consiste en conjuntos de secuencias agradacionales que infrayacen a períodos
tardíos que eventualmente progradan sobre la MFS o sección condensada
(sumarizado de Van Wagoner et al., 1990; Posamentier & Allen, 1999).
De acuerdo a Martínez (1994), existen tres patrones dentro de los sistemas
encadenados de alto nivel: Forestepping, o progradantes debido a que están
descompensados a favor del sedimento; Backstepping, o descompensados
negativamente en sedimentos; y aquellos que generan una desconexión entre los
depósitos de plataforma y cuenca. Este último, posee alto contenido orgánico por
corrientes de upwelling que conlleva a sedimentos silicificados, encostramiento
ferruginoso y niveles fosfatados.
Miall (1996); suscribe que en ambientes no marinos, los sistemas
encadenados de alto nivel son pobremente representados debido a erosión sub-
aérea asociada a la subsecuente caída del nivel base que sucede a la secuencia.
53
Los sistemas encadenados están enmarcados dentro de la relación entre el nivel
marino y aporte de sedimentos por lo que ocurren en sucesión continua durante el ciclo
eustático (Figura 3.3).
Figura 3.3. Ciclo de sistemas encadenados (tomado de Posamentier & Allen, 1999).
Orden jerárquico de las secuencias
Las secuencias estratigráficas ocurren en escalas de tiempo divididas en cinco
ordenes de magnitud, desde decenas de miles de años a centenares de millones de años.
Se definen a continuación las causas y duración de cada ciclo de acuerdo a Miall (1996).
54
Ciclos de primer orden: están relacionados a cambios mayores en el ciclo
eustático por formación y rompimiento de supercontinentes durante períodos de
cientos de millones de años (200-400 Ma).
Ciclos de segundo orden: el mecanismo principal que actúa en la formación
de estos ciclos son cambios eustáticos inducidos por alteraciones en el volumen
de centros de expansión global mid-oceánica o flexión regional por carga de la
corteza, la duración es típicamente de decenas de millones de años (10-100
Ma).
Ciclos de tercer orden: son ocasionados por episodios tectónicos regionales
debidos a esfuerzos intraplaca transmitidos lateralmente que generan ciclos
sincrónicos de levantamiento y subsidencia en áreas tan extensas como placas
continentales enteras, ocupa períodos de varios millones de años (1-10 Ma).
Ciclos de cuarto y quinto orden: son asociados a ciclos glacioeustáticos de
Milankovitch por fuerzas gravitacionales; en cuencas foreland son causados por
episodios de carga local confinados a cuencas individuales; la duración típica de
los ciclos de cuarto orden es de 0.2 a 0.5 Ma, mientras que para los de quinto
orden es de 0.01 a 0.2 Ma.
Los patrones de secuencias estratigráficas de margen pasivo están controlados
por la tasa de subsidencia termal y cambios eustáticos en el nivel marino; en cambio, el
marco tectónico en cuencas foreland propone al orógeno asociado como elemento
dominante de patrones estratigráficos y sedimentológicos debido a su influencia en tasa
de aporte, subsidencia y proveniencia (Cant & Stockmal, 1993; Schwans, 1995).
De acuerdo a Sloss (1962); Swift et al., (1987) ambos citados en Miall (1996);
las secuencias estratigráficas en cuencas foreland corresponden a “cuñas clásticas”
depositadas en el borde continental de semicuencas lineares en subsidencia; allí en la
sección más profunda, la espesa secuencia de sedimentos garantiza su mejor
preservación con respecto a la sección del borde marino.
Aunque la arquitectura de la cuenca es determinada por el orógeno incipiente,
las relaciones estratigráficas y características sedimentológicas en cuencas foreland
55
están supeditadas por la relación entre clima y tectónica. Períodos de quiescencia
tectónica disminuyen la tasa de aporte de material clástico por asentamiento del nivel
base en sistemas fluviales; por tanto, períodos alternantes de levantamiento y
subsidencia tectónica resultan en secuencias cíclicas limitadas por discordancias de
extensión considerable. Por otro lado, el clima figura como el factor básico que controla
la frecuencia y magnitud de las inundaciones, y por tanto, de flujos hiperpícnicos y
corrientes de turbidez que registran períodos de máximo aporte sedimentario (Mutti et
al., 2003).
Miall (1996) y Schwans (1995); establecen que el espacio de acomodo es
generado más lentamente en el centro de la cuenca debido a menor subsidencia, por lo
que las unidades estratigráficas tienden a adelgazarse y a presentar “pinch out” en el
mismo sentido.
Cant & Stockmal (1993); consideran las relaciones entre los elementos descritos
anteriormente y delimitan facies sedimentarias asociadas a períodos evolutivos del
foreland; en cada etapa evolutiva, el control fundamental en la sucesión de facies es el
tiempo comprendido entre la subsidencia y el incremento en aporte clástico (time-lag).
Discordancias regionales u omisión de secuencias transgresivas en cuencas
foreland marcan la transición entre régimen de margen pasivo y activo, en esta
etapa se desarrollan las facies de agua profunda (batial-abisal) debido a baja tasa
de aporte durante la fase temprana de acreción y corrimiento, por lo que
subsidencia y flexura inducida exceden al acomodo de sedimentos. Sin embargo,
a medida que la cuña empujada avanza a través de la transición plataforma-talud
del otrora margen pasivo, se engrosa estructuralmente e incrementa la tasa de
aporte de sedimentos (Cant & Stockmal,1993).
De acuerdo a Hamblin & Walker (1979); las capas de areniscas de esta
facies pueden ser interpretadas como depósitos de plumas de inundación
asociadas a distributarios fluviales, corrientes costeras por fuerzas eólicas, o
depósitos de tormentas las cuales ganaron suficiente inercia o contraste de
densidad con respecto al agua que la rodea para flotar mas allá del nivel de
tormenta. Estos depósitos pasan gradacionalmente hacia arriba a areniscas con
estratificación cruzada hummocky que se interpretan como depositadas por
encima del nivel de tormenta.
El sobrecorrimiento progresivo del margen continental por empuje de la
cuña clástica en etapas tardías del foreland conlleva a altas tasas de aporte y
56
relleno de la cuenca en condiciones no marinas o marino someras (facies de
aguas someras). Debido a la migración de la cuña clástica, grandes cantidades de
sedimentos pertenecientes a márgenes pasivos antiguos y forelands son
canibalizados y reciclados en la nueva cuenca; asimismo, el time-lag entre
subsidencia del foreland y advenimiento de sedimentos canibalizados es ínfima
o inexistente si los mismos fueron continuamente cubiertos por el cinturón de
corrimiento anterior.
Una cuenca foreland es “llenada” si el espacio en la cresta del peripheral
bulge es ocupado por sedimentos. Por lo tanto, una vez que el margen pasivo
anterior ha sido enterrado tectónicamente por sedimentación y terrenos que
sobrecorren, episodios depositacionales adicionales estarían predispuestos a
condiciones de agua somera y no-marinas (Cant & Stockmal, 1993).
Por otro lado, Mutti et al. (2003); describen la evolución del foreland en tres
etapas: comienzo de flexura por empuje y ahogamiento del margen pasivo; migración
del eje de sedimentación por propagación del corrimiento evidenciado en depósitos de
arenas turbidíticas; sedimentación fluvio-deltáica que evoluciona en secuencias
aluviales. Asimismo, establecen secuencias depositacionales asociadas a subambientes
dentro del foreland (figura 3.4).
En sistemas marginales deltaicos, la sedimentación está dominada por flujos
hiperpícnicos generados por inundaciones que depositan espesas secuencias de
areniscas gradadas enfrente de abanicos deltaicos de alto gradiente y deltas de ríos;
durante períodos en donde la tectónica conlleva a estadíos marinos bajos, estos sistemas
pueden progradar a regiones de plataforma y talud. La inestabilidad en estos sistemas
deltaicos de bajo nivel evoluciona en flujos hiperpícnicos que generan sistemas
turbidíticos de grano grueso confinados a depresiones estructurales en depósitos de
frente deltaico y prodelta.
Los sistemas depositacionales mixtos, son sistemas marginales con cercana
relación estratigráfica vertical y lateral entre facies deltaicas y turbidíticas; estos
sistemas son frecuentes en el relleno de cuencas foreland y representan el enlace natural
entre sedimentos deltaicos y turbidíticos basales.
Los sistemas de turbiditas basales, generan espesas secuencias de areniscas en
foredeeps de aguas profundas desarrollados enfrente de sistemas de corrimiento en
57
avance; este sistema es formado seguidamente de períodos de levantamiento tectónico
dramático de cuñas orogénicas.
Figura 3.4. Elementos estructurales y depositacionales de cuencas foreland tipo alpinas (tomado de Mutti et al., 2003).
GEOLOGÍA LOCAL
FORMACIÓN CAPAYA
La Formación Capaya, según Vivas (1987), consiste en una alternancia de
ritmitas y paquetes de areniscas cuarzosas, micáceas, algo glauconíticas, de grano fino a
medio, y aún guijarroso, de color claro, y de areniscas limosas, micáceas y glauconíticas
de grano fino, de color gris verdoso, tipo sal y pimienta. Las partes media y superior de
la secuencia se torna más pelítica, y contiene interestratificaciones de lutitas limosas,
con nódulos de limolita ferruginosa. En el holoestratotipo, afloran dos capas de carbón,
una en la base, y otra en el tope de la formación. En secciones de referencia de la
región, Vivas (1987) cita lentes subconglomeráticos polimícticos con clastos de chert
negro y micritas negras con Zoophycos, sp. Las estructuras sedimentarias, tanto en
areniscas cono en ritmitas, son laminación paralela, gradación normal e inversa en la
misma capa, moldes de carga, laminación cruzada festoneada o planar. Las psamitas de
la formación presentan bioturbación en todos los niveles; en la parte inferior, se citan
Cochlichnus y Planolites; y en la superior, Teichichnus icnospp. (tomado de
http://www.pdvsa.com/lexico).
58
FORMACIÓN CARAPITA
De acuerdo a Stainforth (1969); la Formación Carapita consiste casi enteramente
de lutitas de color gris oscuro a negro, masivas en lugar de fisiles y a menudo lustrosas,
generalmente calcáreas debido a su alto contenido de foraminíferos.
A pesar del fuerte predominio de lutitas, arenas de tres tipos diferentes ocurren
dentro de la Formación y son localmente evidenciadas de la siguiente manera:
a) La zona de transición lateral de Carapita a varias formaciones arenosas
hacia el oeste y sur está caracterizada por lenguas de areniscas
interestratificadas con lutitas marinas.
b) La parte superior de Carapita muestra características regresivas de
arenas gruesas y persistentes anteriormente más extensas pero fueron
erosionadas antes de la deposición de la Formación La Pica.
c) Arenas lenticulares turbidíticas están presentes en las facies de aguas
profundas de la parte superior de Carapita,, cuyos desarrollos más
prominentes están en el sector de Quiriquire-Jusepín.
MARCO ESTRATIGRÁFICO LOCAL El marco estratigráfico local del área Tacat se basó en el estudio regional
realizado por el grupo Visión País de PDVSA en el año 2000, en el cual identificaron
diez secuencias de segundo orden (según Vail et al., 1991), que fueron datadas y
cartografiadas a través de toda Venezuela. Estas secuencias están limitadas en su base y
tope por discordancias regionales y sus correlativas conformidades y están internamente
separadas por superficies de máxima inundación. Cada secuencia representa una fase
distintiva en la formación de las cuencas sedimentarias de Venezuela.
En el área de estudio se han identificado las secuencias SM1 (Mioceno
Temprano), SM2 (Mioceno Medio) y SPP (Plio – Pleistoceno). Gran parte de la
secuencia SM2 y la parte superior de la secuencia SM1 están erosionadas. La secuencia
SM3 (Mioceno Tardío) no se depositó. En la figura 3.5 se muestra un cuadro de
correlación cronoestratigráfico con las secuencias estratigráficas de segundo orden
(VIPA, 2000) y tercer orden definidas (Proyecto Tácata, 2004) en el área y los eventos
geológicos asociados.
59
1166..44
55..33
1111..22
2233..88
PLIOCENO/ PLEISTOCENO
TARDIO
M I O C E N O
N E O G E N O
ME D I O
T E M P R A N O
CCRROONNOO--EESSTT RRAATTIIGGRRAAFFÍÍAA
60
PP
EE
RR
ÍÍ
OO
DD
OO
ÉÉPPOOCCAA EEDDAADD ((MMaa..))
TÁCATA
SSEECCUUEENCCIIAASS
(2004)VIPA (2002)
N
Litología Generalizada
ÁÁRREEAA:: TTAACCAATT
2° ORDEN 3° ORDENEspesor
1000-1200’
2000’
850’-900’
1000’-1800’
800’-1100’
600’-850’
1400’
NP
750’-1050’
900’-1350’
825’-1300’
SSMM11
SSMM22
SSPPPP
SSMM33 SS1133
SS1144
SS99
SS88
SS77
SS66
SS1155
SS1166
SS55
SS44
SS33
SS22
SS11
SS1122
SS1111
SS1100
SSBB1166
SSBB1155
Tendencia Paleobatimétrica
SSBB66
SSBB55
SSBB44
SSBB33
SSBB22
SSBB1111
SSBB1100
MMFFSS 1111
MMFFSS1100
MMFFSS55
MMFFSS66
MMFFSS44
MMFFSS33
MMFFSS22
MMFFSS11
Contin.-Neritic.-Batial
SSBB1144 MMFFSS1144
MMFFSS 1166
MMFFSS1155
NP
Figura 3.5. Cuadro de correlación cronoestratigráfico
Secuencia SM1 (Mioceno Temprano)
Dentro de la secuencia SM1 se definieron seis secuencias estratigráficas de
tercer orden (Vail, 1991), denominadas en sentido cronológico ascendente S2 hasta la
Secuencia S7 (figura 3.5).
Estas secuencias se caracterizan por una alternancia de lutitas y areniscas, con
ocasionales capas de carbón. Las lutitas son de color oscuro laminadas y componen la
mayor parte de la Formación. Las areniscas pueden ser de grano fino, medio y grueso
(ocasionalmente), con detritos carbonosos que le dan una textura tipo “sal y pimienta”,
depositada en ambientes que varían desde:
Transicional – Nerítico Interno hacia la base (Secuencias S2, S3 y S4) con
patrones de apilamiento vertical representativos de progradaciones deltaicas proximales
de aproximadamente 150’ de espesor.
61
Plataforma externa hacia el tope (secuencias S5, S6 y S7), con patrones de
apilamiento vertical característicos de progradaciones deltaicas distales de hasta 400’ de
espesor aproximadamente.
Los espesores de las secuencias varían entre 700’ hasta 1400’. Las secuencias
S2, S7 y parte de las secuencias S3 y S6 no están completas por efecto de fallas.
Secuencia SM2 (Mioceno Medio)
Dentro de la secuencia SM2 se definieron cuatro secuencias estratigráficas de
tercer orden, denominadas en sentido cronológico ascendente S8 hasta la Secuencia S11
(Figura 3.5). La mayor parte de estas secuencias están erosionadas, pero los estudios en
áreas vecinas han permitido la descripción de las secuencias y la estimación de
espesores. Estas secuencias están constituidas principalmente por lutitas masivas de
color gris oscuro a negro, piríticas, en general calcáreas, con un alto contenido de
foraminíferos, de paleobatimetría que varía de Nerítico Medio-Externo, con algunas
intercalaciones de limolitas y areniscas calcáreas de grano muy fino. Los espesores
oscilan entre 800’ y 1800’.
Secuencia SPP (Plio-Pleistoceno)
Dentro de la secuencia SPP se definieron tres secuencias estratigráficas de tercer
orden, denominadas en sentido cronológico ascendente S14 hasta la Secuencia S16, las
cuales están compuestas por areniscas de grano medio a muy grueso y conglomeráticas,
intercaladas con carbones, limolitas arcillosas, con óxidos y ocasionales calizas, de
paleobatimetrías transicional a continental. Los espesores de estas secuencias varían
entre 750’ y 1350’ (Figura 3.5).
Tomando como referencia la ubicación relativa de los pozos ilustrada en la
figura 3.6, se muestra en la figura 3.7 la correlación estratigráfico-secuencial de los
pozos. Asimismo, se muestra en la figura 3.8 la correlación en detalle para los pozos
Auriol-9 y Auriol-10.
Figura 3.6. Ubicación relativa de los pozos.
48
49
Figura 3.8. Correlación en detalle para ambos pozos.
MARCO ESTRUCTURAL LOCAL El marco estructural local del área de Tacat se basó en el estudio regional
realizado por el Proyecto Tácata en el año 2005. Su estructura está interpretada como un
anticlinal fallado producto del empuje tectónico de los esfuerzos compresivos
provenientes del norte. La estructura está limitada hacia el norte por una falla de
retrocorrimiento de buzamiento sur con rumbo este-oeste y hacia el sur, por una falla de
corrimiento de buzamiento norte y de rumbo Este-Oeste, el salto vertical de dichos
corrimientos aproximadamente es de 1300 y 3200 pies respectivamente.
El área Tacat se encuentra ubicada dentro de una zona triangular formada por los
corrimientos mayores de Tala y Pirital hacia el norte y el retrocorrimiento hacia el sur
(figuras líneas N-S y E-W). El área se caracteriza por un apilamiento de estructuras
antiformes definidos por dos corrimientos principales de vergencia al norte que cortan
los retrocorrimientos pre-existentes de vergencia hacia el sur. Los principales niveles
de despegue han sido interpretados dentro del Mioceno Temprano: a) dentro de la
48
49
secuencia S2 y b) dentro de la secuencia S6. Interpretaciones recientes soportan un
modelo estructural tipo duplex o repeticiones de secciones estratigráficas (Mota et al.,
2005) (Figura 3.9).
Se desarrolla dentro de las lutitas del Mioceno Temprano a Medio (Formación
Carapita), por pliegues disarmónicos o apilamiento de pequeñas escamas, dicha zona
representa un despegue ciego hacia el sur en su base y un retrocorrimiento hacia el norte
emergente en su tope.
La estructura local al igual que la regional está dominada por un estilo tectónico
compresivo, que se caracteriza por la presencia de fallas inversas como el corrimiento
de Tacata cerca de la falla de Urica, el corrimiento de Tala y pliegues asociados que dan
origen a la zona triangular (Rangel, 2001).
48
CAPÍTULO IV
ENFOQUE Y LIMITACIONES
51
Los modelos de estratigrafía secuencial están basados en cambios relativos del nivel
del mar que conllevan a modificaciones en la tasa y patrones de sedimentación debido a
alteraciones en el nivel base del sistema; las secuencias depositadas, reflejan sucesivos
estadíos asociados a la relación entre tasa de subsidencia, tasa de aporte y espacio de
acomodo. Por lo tanto, uno de los parámetros fundamentales que subordina el desarrollo de
los sistemas encadenados es la profundización de la cuenca y la relación en sección de los
ambientes depositacionales.
Debido a la naturaleza del proyecto, se busca determinar patrones geoquímicos
controlados por el espesor de la columna de agua en la cuenca en función de corroborar
períodos máximos de profundización (MFS) y somerización (SB). En años recientes,
múltiples estudios se han realizado en el área de geoquímica obteniendo de acuerdo al
enfoque, diversas aplicaciones las cuales se describen a continuación.
Correlación de secuencias: secuencias estratigráficas con buen control
bioestratigráfico y desarrollo de zonas faunales diferenciadas enmarcadas en ambientes
tectónicos estables, son frecuentemente correlacionadas con relativa facilidad definiendo
inclusive secuencias de cuarto y quinto orden.
Sin embargo, condiciones tectónicas y climáticas especiales conllevan a secuencias
de correlación complicada que implican control bioestratigráfico bajo o muy amplio,
desarrolladas en ambientes de rápida depositación en donde las secuencias definidas no
pueden ser subdivididas más allá de la data bioestratigráfica ni siquiera a través de
propiedades petrofisicas (Andrew et a.l, 1996; Pearce & Jarvis, 1995; Andersson et al
2004).
En secuencias monótonas sin fósiles índices, la quimioestratigrafía ha sido usada
como herramienta de alta resolución, identificando cambios ligeros en la composición de
los sedimentos que proveen un único criterio discriminativo en función de establecer
parámetros correlativos independientes (Pearce & Jarvis, 1995; Andersson et al., 2004).
Según Andrew et al. (1996), la correlación entre pozos puede ser lograda mediante
el reconocimiento de características químicas similares en secuencias adyacentes,
identificando tendencias geoquímicas de largo término y sucesiones estratigráficas con
señales químicas diagnósticas.
52
Inferencias climáticas y grado de diagénesis: procesos sedimentarios y efectos de
intemperismo implicados en la depositación de sucesiones estratigráficas supeditadas por
controles químicos, sedimentarios y oceanográficos, son registrados en las concentraciones
elementales de los sedimentos. Sin embargo, elementos traza y minoritarios más que
concentración absoluta de elementos, son utilizados como paleoindicadores debido a su
corto tiempo de residencia en el agua dulce o marina y su comportamiento característico
durante la cristalización fraccional, intemperismo y reciclamiento (Andersson et al., 2004;
Calvert & Pedersen, 1993; Joo et al., 2005).
De acuerdo a Ohta (2004); el efecto compuesto de los procesos geológicos
(escogimiento hidráulico, intemperismo, diagénesis) que reorganizan la composición
química de los sedimentos dificulta distinguir características diagnósticas y restringir
interpretaciones de proveniencia.
Análisis de cuenca y de proveniencia: cambios químicos subordinados a
proveniencia pueden ser usados en combinación con datos sedimentológicos y de
paleocorrientes para reconstruir paleogeografías a través de identificación de locaciones de
procedencia de sedimentos, aplica particularmente en límites no secuenciales y
discordancias que proveen respuestas químicas derivadas por cambios de procedencia
(Racey et al., 1995).
La insolubilidad de los elementos traza en soluciones acuosas condicionan su
transporte como partículas absorbidas en las superficies de las arcillas o en sitios catiónicos
intercapas. Es por ello que Lee (2002); afirma que la composición de las lutitas es un
reflejo directo de la roca fuente, debido al poco fraccionamiento y movilización de los
elementos traza frente a procesos de intemperismo, transporte y diagénesis.
Exploración petrolera/Geología de producción: en la exploración y producción de
hidrocarburos, es necesario el desarrollo de modelos de estratigrafía secuencial como
herramienta vinculante entre secuencias depositacionales y variaciones del nivel del mar
asociadas a posibles eventos anóxicos y acumulación de materia orgánica.
La acumulación de sedimentos ricos en materia orgánica producto de complejas
interacciones entre paleobatimetría, paleoclima y paleoceanografía generan patrones
químicos característicos que implican eventos paleoanóxicos, y por tanto, posibles sistemas
53
de rocas madres que pueden ser identificadas por medio de geoquímica (Demaison &
Moore, 1980; Kertznus, 2002).
Según Jones & Manning (1993); en la determinación de eventos anóxicos, es
necesario la delimitación de parámetros independientes de cualquier variación
composicional y textural del sedimento; sin embargo, diversos autores reportan mejores
resultados en sedimentos finos debido a la baja difusibilidad del oxígeno dentro de estos.
De acuerdo a Pearce et al., (1999); facies clásticas de grano grueso producen señales
químicas poco discriminativas por efecto dilutivo del cuarzo y heterogeneidad en el grado
de escogimiento; en cambio, el tamaño uniforme y distribución elemental homogénea de
las lutitas permite respuestas confiables por lo que su uso en geoquímica inorgánico es más
explotado. No obstante, Racey et al., (1995); plantea el uso de areniscas como indicadores
óptimos de proveniencia.
La escasa densidad de la materia orgánica restringe su depositación en ambientes de
baja energía vinculados a sedimentos finos; además, limitada difusibilidad de agentes
oxidantes conlleva a mejores condiciones de preservación por lo que el contenido de
materia orgánica en las arenas tiende a ser reducido (Demaison & Moore, 1980).
En geología de producción, reservorios de litología diversa han sido caracterizados
y correlacionados geoquímicamente para definir su extensión lateral y vertical, en función
de solventar problemas de conectividad en reservorios de complejos amalgamados y
sistemas de meandros (Racey et al., 1995).
En condiciones regulares, la profundización de la cuenca por aumento en la
columna de agua conlleva a niveles de oxígeno disuelto menores con respecto a
condiciones de ambientes someros. De acuerdo a esta hipótesis y en virtud que cambios en
la proveniencia del sedimento, grado de diagénesis, intemperismo y demás factores no
registran los cambios en la columna de agua, se enfoca el estudio a la determinación de
condiciones redox en función de delimitar superficies de inundación y límites de secuencia
asociados a ciclos transgresivos y regresivos.
Una vez determinadas las superficies de inundación, límites de secuencia y cambios
de ambiente para cada pozo, se correlacionan las secuencias entre ambos pozos de acuerdo
a indicadores de elementos trazas inmóviles vinculados a procedencia litológica.
54
Limitaciones: a diferencia de las muestras puntuales tomadas en núcleos y
afloramientos, las muestras de canal frecuentemente consisten en intervalos que agrupan
múltiples estratos de diferentes litologías, dependiendo de la amplitud del intervalo se
puede dar el caso que la muestra sea de un solo estrato o varios de ellos. Adicionalmente se
tiene una amplitud del intervalo no constante que es cuantificado en la tabla 4.1
Tabla 4.1. Intervalos de muestra para los pozos (en pies).
Auriol - 9 Máximo 80 Mínimo 5
Promedio 22 Moda 10
Auriol - 10 Máximo 40 Mínimo 5
Promedio 13 Moda 10
De allí, surge la imposibilidad de discriminar con exactitud litologías a partir de las
muestras aún con la información adicional proporcionada por lo registros eléctricos. Cada
tipo de litología se caracteriza por concentraciones típicas descritas como composición
promedio; sin embargo, en cada muestra de canal obtenida no se conoce el porcentaje en
peso de cada litología, por lo tanto, el aporte elemental de cada una de ellas en la
composición total varía dependiendo del intervalo de las muestras y composición de cada
litología. Consecuentemente, no se pueden comparar los resultados obtenidos con las
composiciones promedio establecidas por Taylor & MacLennan (1985) citado en White
(2001); Wedepohl (1971) citado en Wehausen & Brumsack (1999).
Ohta (2004), estudia la proveniencia de sedimentos siliciclásticos tomando en
cuenta el factor hidrodinámico y concluye que óptimos resultados son obtenidos en arenas
debido a que se garantiza cercanía de la fuente y homogeneidad en las señales químicas; de
allí y considerando la naturaleza de las muestras de canal, se infiere la poca factibilidad de
este tipo de análisis para el proyecto.
Asimismo, las clasificaciones litológicas como las propuestas por Herron (1988), no
proporcionarían resultados óptimos puesto que se estarían analizando una mezcla de
litologías y no un estrato en específico; obviamente, aquellas muestras que coincidan dentro
de una misma capa serán correctamente analizadas; sin embargo, la discretización de
aquellos casos en donde ocurre esto, sería difícil debido al posible desfase entre registros
eléctricos y muestras de canal y aún cuando se pudiese determinar, los casos correctamente
55
clasificados estarían aislados o en intervalos por lo que no generarían un continuo de
información.
En muestras de núcleos y afloramiento, existen factores contaminantes a considerar
como intemperismo, diagénesis, factores antrópicos, etc; sin embargo, en muestras de canal
las variables contaminantes son más complejas y numerosas. El primer factor limitante es
la contaminación por el lodo de perforación en base aceite puesto que contiene materia
orgánica, Cromo, Vanadio, Níquel, Molibdeno, Cadmio, Cobre, Plomo, Bario entre otros,
este último quizás es el más contaminante debido al agregado de Barita usado para
aumentar la densidad del lodo; debido a que no se conoce cuantitativamente en que medida
contamina el lodo las muestras, sólo se puede evaluar cualitativamente aquellas variables
contaminadas y establecer criterios que permitan disminuir el ruido introducido en las
señales químicas.
En este proyecto, se trataron las muestras con diclorometano para reducir al mínimo
la contaminación por el lodo de perforación; no obstante y de acuerdo a Wenger et al
(2004), la contaminación sólo es atenuada y no eliminada a pesar de múltiples lavados.
Debido a que el lodo es continuamente reciclado durante las actividades
operacionales, las propiedades físicas y químicas del mismo son variables a lo largo de la
sección estratigráfica; se observa inclusive para el Auriol-10 el empleo de dos tipos de
lodos que afectan de manera distinta las señales registradas.
El segundo factor contaminante a considerar es aquel producido por el material
antipérdida y los agregados utilizados para aumentar la densidad del lodo durante
actividades operacionales. Entre estos agregados se encuentran el Carbotrol (básicamente
materia orgánica); Gilsonita (asfalto); Carbonatos; Soluflake, etc. Es necesario destacar que
durante la perforación pueden ocurrir derrumbes parciales en las paredes del pozo, lo que
conllevaría a una mezcla vertical estratigráfica adicional a la considerada por el muestreo
regular.
El último factor, es el procesado de las muestras; la pulverización se realizó a
mano en mortero de ágata hasta que el 15% quedase retenido en el tamiz malla 100; este
procedimiento no garantiza la homogeneidad de las muestras puesto que granos de cuarzo
de tamaño considerable son más difíciles de pulverizar que aquellos de tamaño fino, por lo
tanto, en las secciones de granulometría gruesa la cantidad de cuarzo sería menor que en
56
capas de arenisca fina más fáciles de triturar. Esto concuerda con lo observado en la figura
4.1 de perfiles de Silicio (indicador principal de cuarzo) y Aluminio (indicador principal de
arcillas), puesto que en los perfiles eléctricos que muestran mayor cantidad de arena se
observa una disminución en el Silicio, es decir, se observa un comportamiento opuesto al
esperado.
Figura 4.1. Contraste entre los perfiles eléctricos y señales químicas del Auriol-9 (en ppm). Nótese la
disminución del Silicio en el intervalo arenoso comprendido entre 13800’ y 14500’.
En la revisión visual de las muestras durante la selección de las mismas, no se
registraron cantidades considerables de arena en intervalos de granulometría gruesa
identificado por los perfiles eléctricos, esto tal vez se deba a que en la relación densidad de
lodo-densidad de arena, la primera no sea suficientemente alta como para transportar en
suspensión la totalidad de los granos más gruesos.
Al Si Al Acumulado Si Acumulado Si/Al Acumulado
57
CAPÍTULO V
ANÁLISIS GEOQUÍMICO
58
Complicadas interacciones entre factores batimétricos, climáticos y tectónicos
durante el Mioceno derivan en secuencias y patrones sedimentarios cambiantes;
asimismo, el control ejercido en los procesos físicos y biológicos conlleva a
concentraciones elementales que caracterizan la evolución de la cuenca en el tiempo.
El desarrollo de períodos de alta productividad primaria y condiciones reductoras
en las aguas de fondo eventualmente generan acumulaciones importantes de elementos
metálicos (Alberdi-Genolet & Tocco, 1999; Algeo & Maynard, 2004; Demaison &
Moore, 1980; Jones & Manning, 1993; Lipinski et al., 2003; Morford et al., 2001;
Nijenhuis et al., 1998; Schmitz et al., 2005; Wehausen & Brumsack, 1999; Qin et al.,
1985; Hatch & Leventhal, 1992; Müller & Suess, 1979; entre otros).
En este capítulo se discute la interdependencia entre la acumulación de materia
orgánica, oxigenación, productividad y concentraciones de metales característicos, en
función de establecer parámetros depositacionales y delimitar secuencias estratigráficas.
Productividad biológica: la productividad primaria en ecosistemas marinos es
determinada por la cantidad de fitoplancton residente en la zona eufótica (Bordovsky,
1965); allí, la disponibilidad y consumo continuo tanto de nutrientes como de oxígeno
restringen el desarrollo de la actividad biológica; en consecuencia, la producción
sostenida de plancton ocurre sólo si los nutrientes son suministrados a la zona eufótica
por advección horizontal o circulación vertical de corrientes que renuevan el nivel de
oxígeno (Nijenhuis et al., 1998; Pedersen & Calvert, 1990).
La estratificación de la columna de agua puede responder a gradientes verticales
de salinidad (haloclina), densidad (picnoclina) y temperatura (termoclina). En base a esto,
Demaison & Moore (1980), proponen dos procesos operantes en la circulación vertical:
movimiento descendente de masas superficiales saturadas en oxígeno (downwelling);
movimiento ascendente de aguas frías, densas y ricas en oxígeno de profundidades
intermedias (upwelling).
Aunque las causas que originan estos patrones de circulación no son del todo
entendidas, sí se conoce que obedecen a diferencias de densidad, latitud, cambios en los
patrones de vientos superficiales y transporte de Ekman por la fuerza Coriolis.
59
Acumulación de materia orgánica: la productividad es uno de los factores
condicionantes en la acumulación de materia orgánica (Pedersen & Calvert, 1990); sin
embargo, la relación no lineal entre estas corrobora otros mecanismos físicos y biológicos
responsables de su acumulación en la interfase agua-sedimento (Demaison & Moore,
1980; White, 2001; Eppley & Peterson, 1979; Henrichs, 1992).
La productividad primaria y degradación por bacterias en la columna de agua, son
factores biológicos que supeditan la cantidad de materia orgánica acumulada. La primera,
además de generar la materia orgánica en descenso, dispone de la porción de oxígeno en
la zona fótica asociada al desarrollo de actividad biológica que estratifica la columna de
agua por debajo de la picnoclina. La segunda, llevada a cabo por bacterias aeróbicas y
anaeróbicas, disuelve la materia orgánica en sucesivos ambientes reductores y en los
primeros centímetros de la interfase agua-sedimento (Bordovsky, 1965; Eppley &
Peterson, 1979; Claypool & Kaplan 1974; Berner, 1981; Aller, 1978).
En cuanto a los factores físicos, diversos autores proponen múltiples controles
responsables de acumulación o ausencia de materia orgánica: tamaño del sedimento
(Demaison & Moore, 1980; Mayer, 1993; Pedersen & Calvert, 1990; Bordovsky, 1965);
tasas de sedimentación (Müller & Suess, 1979; Heath et al., 1977; Henrichs, 1992);
profundidad de la cuenca y modo de transporte del material orgánico (Demaison &
Moore, 1980; Henrichs, 1993).
La ocurrencia de materia orgánica asociada a sedimentos de grano fino está
condicionada por diversos factores: equivalencia hidráulica (Pedersen & Calvert, 1990);
difusibilidad restringida de agentes oxidantes en sedimentos lutíticos (Mayer, 1993;
Bordovsky, 1965); formación de elementos particulados refractarios (Mayer, 1993;
White, 2001).
Preservación de materia orgánica: en zonas donde la actividad biológica prolifera,
el consumo continuo de oxígeno por parte de organismos y degradación de materia
orgánica conlleva a niveles reductores debajo de la picnoclina; a partir de allí y
dependiendo de la profundidad de la columna de agua, la cantidad de materia orgánica en
asentamiento determinará el grado de anoxicidad y la tasa a la cual los nutrientes son
60
retornados a los sedimentos (Pedersen & Calvert, 1990, Bordovsky, 1965; Degens &
Mopper; 1976).
Una vez consumido el oxígeno disuelto, la degradación de la materia orgánica
continúa a través de la reducción de nitratos, sulfatos y posteriormente fermentación
anaeróbica metanogénica (Claypool & Kaplan, 1974; Demaison & Moore, 1980).
Según Claypool & Kaplan, (1974); Pedersen & Calvert, (1990); Demaison &
Moore, (1980); Jones & Manning, (1993); condiciones anóxicas en las aguas de fondo
suponen preservación de materia orgánica por actividad bioturbadora y bacterial reducida
(figura 5.1); sin embargo, las causas que originan acumulaciones importantes de materia
orgánica han sido atribuidas a diversos mecanismos: productividad primaria exacerbada
en la zona fótica que evoluciona en aguas de fondo anóxicas (Calvert & Pedersen, 1993;
Pedersen & Calvert, 1990); eventos regionales o globales anóxicos que suprimen la
degradación bacterial (Demaison & Moore, 1980; Woolnough, 1937 citado en Calvert &
Pedersen, 1993; Schlanger & Jenkyns, 1976 citado en Kertznus, 2002).
CH4
O2
500 años
750 años
750 años
Tipo de Respiración
Consumo de Oxígeno
Sulfato reducción H2S
Días - Meses
Tiempo de residencia de la M.O.
100 cm
Reducción bacterial de CO2
CH4
Tipo de Respiración
Consumo de Oxígeno
Días - Meses
Sin Bioturbación
O2
Reducción bacterial de
sulfatos
Reducción bacterial de CO2
AUSENCIA DE
SULFATOS
1250 años
750 años
100cm
Tiempo de residencia de la M.O.
Fondo oceánico
Baja Calidad de Materia Orgánica
Baja Preservación (0.2-4% COT)
Bioturbación Biológica en la Interfase Agua-Sedimento
Difusión de Oxidantes (O2, SO4) por Bioturbación en el Sedimento
Menor Presencia de Metales Tóxicos
Alta Calidad de Materia Orgánica
Alta Preservación (1-25% COT)
Ausencia de Bioturbación en la Interfase Agua-Sedimento
Difusión de Restringida de Oxidantes (SO4) en el Sedimento no Perturbado
Menor Utilización de Lípidos por Bacterias Anaeróbicas
Figura 5.1. Degradación de materia orgánica en ambientes óxicos (izquierda) y anóxicos (derecha). (Basado
en Demaison & Moore, 1980).
61
Acumulación de elementos metálicos: el enriquecimiento de ciertos metales
asociados a preservación de materia orgánica y períodos de poca oxigenación
desarrollados dentro de ambientes anóxicos y euxínicos, resulta de complejas
interacciones y reacciones electroquímicas que producen precipitación de fases
autigénicas sulfurosas e integración de elementos en complejos organometálicos.
Las acumulaciones y relaciones observadas entre elementos que se comportan
bajo un mismo patrón, obedecen a cambios de solubilidad como consecuencia de
condiciones químicas variantes.
Cuando existe suficiente H2S libre en el ambiente, los metales Cu, Cd, Ni y Zn
pueden precipitar como fases sólidas sin cambiar su estado de valencia. Por otra parte,
mecanismos eficientes de adsorción producto de cambios de valencia progresivos en
sucesivos ambientes reductores operan sobre los elementos Cr, Mn, I, Mo, U y V; como
resultado, múltiples fases sólidas con distinta solubilidad son utilizadas como
paleoindicadores de oxígeno disuelto en ambientes depositacionales (Calvert & Pedersen,
1993; Wehausen & Brumsack, 1999; Algeo & Maynard, 2004).
En función de entender las reacciones que originan los patrones observados en la
geoquímica sedimentaria, se explican a continuación los principales mecanismos y
procesos involucrados en la acumulación de algunos metales en condiciones reductoras.
Cobre y Níquel: ambos elementos son clasificados por Algeo & Maynard (2004),
como metales que exhiben un comportamiento o afinidad euxínica débil debido al escaso
control en su acumulación por cambios en las condiciones redox.
El transporte de estos elementos a través de la columna de agua en complejos
organometálicos asociados a ácidos fúlvicos-húmicos y adsorción en oxihidróxidos
particulados de Fe-Mn, culmina con la depositación en condiciones reductoras en o
debajo de la interfase agua-sedimento (Pedersen & Calvert, 1993).
Allí, liberación y subsecuente precipitación de ambos metales en fases sólidas de
sulfuros autigénicos son producidas por la disponibilidad del H2S disuelto producto de la
acción de bacterias sulfato-reductoras.
En cuanto a mecanismos de acumulación, el cobre muestra buena correspondencia
con la fracción sulfúrica en ambientes anóxicos/euxínicos motivado a disolución de
oxihidróxidos de Fe-Mn y formación de sulfuros autigénicos. Contrariamente, el níquel
62
presenta tendencia a ser estructurado en la fracción orgánica de ambos ambientes por
incorporación en complejos tetrapirrólicos (Algeo & Maynard, 2004).
Zinc: la acumulación de zinc en ambientes anóxicos es realizada sin cambios de
valencia mediante solución sólida en pirita, precipitación de ZnS o como fase
independiente de esfalerita autigénica. En el proceso de asentamiento de la materia
orgánica, la acción de bacterias sulfato-reductoras promueve liberación del zinc de los
ligandos organometálicos facilitando su posterior adsorción por complejos autigénicos.
De acuerdo a Algeo & Maynard (2004); el zinc muestra buena correlación con el
COT en facies anóxicas no sulfúricas debido a que se encuentra asociado a ligandos de la
materia orgánica. En ambientes euxínicos, la covariación del zinc, cobre, níquel y uranio
con el azufre indica integración de estos elementos en fases sólidas debido a
remineralización de materia orgánica por bacterias sulfato-reductoras.
Cadmio: es liberado al agua de poro durante la diagénesis de la materia orgánica
y enriquecido en sedimentos en donde el manganeso ha sido consumido. Aumentos en las
concentraciones de fases sólidas de cadmio ocurren con incrementos en sulfuros ácidos
volátiles sugiriendo fijación en forma de sulfuro (Morford et al., 2001).
Bario y Fósforo: de acuerdo a (Wehausen et al., 2002; Schmitz et al., 1997;
Wehausen & Brumsack 1999; Scopelliti et al., 2004; White, 2001); bario y fósforo son
elementos biolimitantes vinculados a períodos de productividad que subordinan el
desarrollo de la actividad biogénica.
La fijación de estos elementos en los tejidos de los organismos conlleva a
ausencia en aquellos niveles donde la productividad primaria evoluciona; asimismo, el
asentamiento de la materia orgánica a través de condiciones progresivamente reductoras
en la columna de agua, genera liberación por disolución de nutrientes que induce un
declive en las concentraciones caracterizado y propuesto por Redfield (1958) citado en
White (2001).
El flujo primario de fósforo a los sedimentos está dado por el asentamiento de
material orgánico, remanentes de peces y óxidos de hierro con alta capacidad de
adsorción; el fósforo litogénico generalmente es de menor importancia por lo que
acumulaciones importantes corroboran períodos de paleoproductividad (Wehausen et al.,
2002).
63
Sin embargo, eventos diagenéticos y condiciones reductoras pueden restringir la
presencia de fósforo con respecto al bario. Es por ello que Schmitz et al., (1997);
Wehausen & Brumsack (1999); Scopelliti et al., (2004); proponen el uso del bario en la
barita como indicador confiable de paleoproductividad. Eso aun cuando el mecanismo de
acumulación y precipitación que relaciona la barita con zonas de alta productividad
biogénica no es entendido completamente.
Yodo y Bromo: las concentraciones por precipitación y difusión de los halógenos
yodo y bromo están dominadas únicamente por mecanismos y reacciones diagenéticas
involucradas en la degradación de materia orgánica por ambientes reductores en o debajo
de la interfase agua-sedimento.
En ambientes progresivamente anóxicos, el sucesivo empobrecimiento de yodo
obedece a la reacción del sulfuro y sustancias húmicas sedimentarias con el yodato
adsorbido en la fracción orgánica de alto peso molecular; por tanto, a mayor relación
I/Br, mayor será la cantidad de oxígeno disuelto en el ambiente depositacional (Calvert &
Pedersen, 1993).
Molibdeno: de acuerdo a Algeo & Maynard (2004); las concentraciones de
molibdeno presentes en el agua marina son relativamente altas para un elemento traza; no
obstante, el mecanismo operante en la transferencia de este elemento a la interfase agua-
sedimento es la adsorción en sustancias húmicas o asociación en el ciclo redox de los
oxihidróxidos de Fe y Mn.
En condiciones anóxicas, la precipitación de molibdeno está vinculado a
depositación de tiomolibdato orgánico o reducción en solución sólida con sulfuros de
hierro, que según Morford et al., (2001); son mecanismos ineficientes si se comparan con
las concentraciones de sulfuros autigénicos asociados a Mo como consecuencia de mayor
disponibilidad de H S en ambientes euxínicos. 2
Estas hipótesis concuerdan con los resultados reportados por Algeo & Maynard
(2004); en donde bajas concentraciones en fracciones sulfurosas y orgánicas de
ambientes anóxicos son contrastadas con acumulaciones importantes de Mo vinculadas a
materia orgánica en condiciones euxínicas.
Vanadio: cambios sucesivos en la valencia del elemento vanadio desde ambientes
óxicos a euxínicos son registrados a lo largo de la columna de agua y durante el
64
asentamiento de partículas orgánicas. En base a esto, múltiples teorías se han establecido
para explicar las relaciones electroquímicas actuantes, Calvert & Piper (1984); sugieren
asociación con fases sólidas de oxihidróxidos de Fe y Mn en sedimentos marinos; Jones
& Manning (1993), señalan que además de ser incorporado en materia orgánica a través
de porfirinas, el vanadio puede ser alojado en la fracción detrítica por minerales
silicatados.
De acuerdo a Algeo & Maynard (2004); especies iónicas de vanadato de
ambientes óxicos son convertidas en hidróxidos insolubles o iones de vanadil bajo
presencia de ácidos fúlvicos y húmicos en condiciones subóxicas; asimismo, la
precipitación y acumulación en este ambiente es controlada por procesos de adsorción
superficial y formación de ligandos organometálicos. En condiciones anóxicas, la
presencia de H2S disuelto genera reducción a vanadio (III) que puede ser integrado en
porfirinas o precipitar como fases sólidas de óxido o hidróxido.
En sedimentos euxínicos, las concentraciones de vanadio, molibdeno y plomo
muestran fuerte correlación; sin embargo, mecanismos diferentes operan en la
acumulación de cada elemento en donde Mo y Pb son adsorbidos por sulfuros de hierro
mientras que el vanadio precipita como oxihidróxido insoluble. Según Algeo & Maynard
(2004); el vanadio ofrece mayor confiabilidad como indicador de oxigenación debido a
precipitación progresiva e independiente en ambientes cada vez más reductores; Pb y Mo
en cambio, muestran modificaciones abruptas sólo a concentraciones de COT de 2,5% y
10%.
Uranio: múltiples valencias de uranio condicionan su estadía en ambientes y
fases sólidas a distintas solubilidades. En ambientes óxicos, se encuentra presente como
uraninita o asociado a carbonatos de uranilo y minerales de fosfato químicamente inertes;
sin embargo, considerables acumulaciones de este elemento son removidos en solución
durante procesos de intemperismo (Morford et al., 2001; Jones & Manning, 1993).
De acuerdo a Algeo & Maynard (2004); la reducción y asociación de U(IV) a
materia orgánica en ambientes anóxicos, es condicionada por procesos mixtos
promovidos por catálisis en superficies de partículas o enzimas especiales producidas por
bacterias sulfato-reductoras. Las acumulaciones de uranio en ambientes euxínicos son
favorecidas por presencia de H S y correlacionables con concentraciones de Ni, Zn y Cu; 2
65
no obstante, el mecanismo de precipitación está más asociado a fases sólidas autigénicas
no-sulfúricas que a sulfuros de hierro.
En ambos casos, concentraciones absolutas subordinadas a tasas de sedimentación
son propuestas como indicadores de patrones y ambientes depositacionales.
Manganeso: en condiciones óxicas a niveles superficiales marinos, es
suministrado por sistemas fluviales como envoltorios de material particulado formando
óxidos y oxihidróxidos que debido a su cinética gradual forman parte del ciclo
geoquímico oceánico (Calvert & Pedersen, 1993); esto concuerda con lo establecido por
Algeo & Maynard (2004), que afirman reciclamiento intenso consecuencia de
velocidades lentas de precipitación y disolución en ambientes óxicos y anóxicos
respectivamente.
En la interfase agua-sedimento, la difusión del manganeso como producto de
disolución en ambientes anóxicos/euxínicos, evoluciona en difusión del elemento a capas
infrayacentes en donde alcanzado el punto de saturación es incluido en fases sólidas
carbonáticas; en cambio, la difusión a estratos suprayacentes genera como consecuencia
reprecipitación de oxihidróxidos que adsorben en su estructura elementos calcófilos como
níquel, cobre, zinc, plomo y cobalto (Morford et al., 2001).
De acuerdo a Algeo & Maynard (2004), ausencia de manganeso en ambientes
anóxicos como efecto de disolución reductiva de oxihidróxidos de Fe-Mn es originada en
condiciones ligeramente disóxicas e intensificada durante anoxicidad.
Cromo: la cantidad de oxígeno disuelto subordina la formación de aniones y
cationes a distintas solubilidades que en condiciones óxicas resultan altamente movibles.
En ambientes anóxicos, los bajos niveles de pH conllevan a enriquecimiento de cromo a
través de su adsorción en oxihidróxidos de Fe-Mn e integración en ácidos húmicos y
fúlvicos; asimismo, altos niveles en el pH implican formación de grupos hidroxilos que
pueden ser precipitados como Cr insoluble (Lipinski et al., 2003). O2 3
Las concentraciones de cromo están estrechamente vinculadas a la cantidad de
materia orgánica en ambientes tanto euxínicos como anóxicos. Sin embargo, para Jones
& Manning (1993); la incorporación del cromo a la fracción detrítica proviene de la
sustitución por el aluminio en las arcillas.
66
La covarianza entre el cromo, materia orgánica y elementos traza es sumarizada
por Algeo & Maynard (2004), proponiendo diversas explicaciones: la mayoría del cromo
es alojado en fases independientes de oxihidróxidos de cromo; remineralización de la
materia orgánica provoca disminución del elemento en condiciones euxínicas con
respecto a las anóxicas, explicando la falta de correlación entre el cromo y los elementos
traza.
Controles generales en la acumulación de elementos trazas: los mecanismos de
acumulación explicados anteriormente, son controlados por procesos que condicionan la
disponibilidad de elementos en el ambiente.
Los procesos biogénicos tienden a generar gradientes de concentraciones
elementales biolimitantes necesarias para el desarrollo de los organismos;
adicionalmente, períodos de alta productividad evolucionan en condiciones anóxicas que
son exacerbadas por bacterias sulfato-reductoras en las aguas de fondo y que,
eventualmente promueven la formación de fases sólidas de sulfuros autigénicos
(Brumsack, 1980; Alberdi-Genolet & Tocco, 1999).
Aunque Lee (2002), afirma que la mayoría de los eventos diagenéticos son
isoquímicos, autores como Nijenhuis et al., (1998); Ohta (2004); Morford et al., (2001);
entre otros, reportan modificaciones postdepositacionales por movilización de frente
óxico que degrada la materia orgánica y concentra elementos metálicos.
INTERPRETACIONES GEOQUÍMICAS
Los perfiles de concentración química reflejan variaciones existentes en la
composición elemental de las muestras a través de la columna sedimentaria. En
elementos sensitivos a condiciones redox, mínimas concentraciones evidencian períodos
de oxigenación en aguas de fondo mientras que acumulaciones exacerbadas corroboran
etapas reductoras ambientales.
Calvert & Pedersen (1993), Scopelliti et al. (2004), Jones & Manning (1993),
Demaison & Moore (1980), entre otros; determinan condiciones de óxido-reducción en
secciones sedimentarias mediante análisis químicos de elementos metálicos.
Específicamente Algeo & Maynard (2003), establecen que los elementos U, Zn, Pb y V
67
registran cambios sutiles en condiciones redox debido a sucesivos cambios de valencia
vinculados a ambientes depositacionales; por su parte, Davis & Pratt (1997), citado en
Kertznus (2002); proponen la relación V/(V+Ni) como indicador de estratificación en la
columna de agua que refleja condiciones de anoxia. Consecuentemente, al analizar los
resultados se proyecta obtener concentraciones de elementos metálicos asociados a
condiciones redox y vincular estos episodios a superficies de inundación, límites de
secuencia o profundización de ambientes depositacionales.
Es necesario destacar que debido a la naturaleza de los elementos y las
limitaciones descritas en el Capítulo IV, no todos los límites de secuencia y superficies de
máxima inundación serán reflejados puesto que no existe una condición sine qua non
entre estos eventos y condiciones redox; sin embargo, la tendencia en la acumulación sí
debería reflejar profundización de la cuenca con subsiguiente reducción de oxigeno en las
aguas de fondo.
En la figura 5.2, se muestran los resultados geoquímicos que en tendencias
generales exhiben disminución en las concentraciones desde la base de la columna
(ambiente nerítico externo) hasta el inicio del ambiente transicional cercano a la SB4
(13800’); a partir de allí, el aumento relativamente constante de las concentraciones
sugieren ambientes progresivamente reductores que concuerdan con la profundización de
ambientes depositacionales establecidos en el modelo estratigráfico-secuencial.
Asimismo, se observan episodios esporádicos de aumento o disminución en las
concentraciones que coinciden con superficies de máxima inundación y límites de
secuencia respectivamente.
68
BATIAL SUPERIOR
TRANSICIONAL
NERÍTICO EXTERNO
BATIAL MEDIO
NERÍTICO MEDIO
NERÍTICO INTERNO
MFS
MFS
MFS
Cd Ni Pb U V Zn V/(V+Ni)Pr
of
max.: 15000 PANGAEA/PanPlot
borrar tambien.txt - 27.05.2006 23:43 h
0 30 60 90 120 160 0 10 20 30 40 50 0 1 2 3 4 0 1 2 3 4 5 6 0 20 40 60 80 0 30 60 90 120 160 0.0 0.3 0.5 0.7 0.911000
Figura 5.2. Perfiles de concentración del Auriol-9 de los elementos metálicos sensitivos a condiciones
redox. Las líneas de tendencia rojas y azules representan períodos oxidantes y reductores respectivamente.
Los perfiles de concentración acumulada de elementos permiten evaluar
condiciones depositacionales a través de la sección, aquellas curvas con pendiente
positiva indican acumulaciones progresivas en sección y consecuentemente en tiempo,
mientras que pendientes negativas evidencian depósitos empobrecidos, por tanto y
tomando en cuenta el objetivo de estudio, las pendientes positivas proyectan condiciones
cada vez más reductoras.
En los perfiles acumulados de U, V, Cd y Ag mostrados en la figura 5.3, se
aprecia una disminución sostenida desde el ambiente nerítico externo (15000’) hasta el
inicio de condiciones transicionales (14000’); posteriormente, un período relativamente
constante hasta el final del ambiente nerítico interno-SB5 y luego, aumento progresivo de
las concentraciones a medida que profundiza la cuenca.
12000
13000
14000
15000
SB6
SB5
SB4
SB3
69
71
U V Cd Agof
mPlot
59 h
Pr
ax.: 15000 PANGAEA/Pan
u v ag cd tac2 acumlado.txt - 29.05.2006 19:
En función de atenuar los efectos producidos por contaminación de lodo y
variaciones litológicas y tomando en cuenta los coeficientes de correlación de los
elementos a evaluar con el Ba, se normalizan los elementos metálicos y grafican sus
acumuladas con la finalidad de corroborar tendencias depositacionales (figura 5.4).
Figura 5.3. Perfiles acumulados de elementos metálicos para el Auriol-9.
13000
12000
11000
14000
15000
Las líneas azules muestran el comportamiento general del sistema.
-40 -20 -10 0 10 21 -300 -100 0 100 -2000 -1200 -800 -400 0 -60 -40 -30 -20 -10 0
BATIAL MEDIO
BATIAL SUPERIOR
NERÍTICO EXTERNO
NERÍTICO MEDIO
NERÍTICO INTERNO
TRANSICIONAL
73
Cr/Al Cd/Al U/Al V/Al Ag/Al Zn/Ba Cd/Ba Ni/Ba Pb/Ba U/BaP
rof
max.: 1500 PANGAEA/PanPlot
acumulada dee la parte 1.txt - 28.05.2006 18:38 h
0
11000
12000
13000
14000
15000
-30 10-400 210-20 11-100 0-20 10-500 500-1000 100-200 200-10 10-30 20
NERÍTICO EXTERNO
BATIAL SUPERIOR
NERÍTICO MEDIO
Cr/Al Cd/Al U/Al V/Al Ag/Al Zn/Ba Cd/Ba Ni/Ba Pb/Ba U/BaTRANSICIONAL
BATIAL MEDIO
NERÍTICO INTERNO
Figura 5.4. Perfiles acumulados de elementos metálicos normalizados para el Auriol-9.
Las gráficas acumuladas de los elementos Zn, Ni y Pb no fueron incluidas por estar
condicionadas por el lodo de perforación; esto se infiere debido a su alto coeficiente de
correlación (0.54; 0.63; 0.62 respectivamente) con el Ba que es asumido como indicador de
abundancia de lodo en las muestras (ver matriz de correlación en los anexos). Aunque el Ag
no es mostrado como elemento confiable indicador de condiciones redox, Lipinski et al.
(2003), afirma que su concentración está vinculada a períodos de reducción en aguas de
fondo; además se incluye en el análisis por su baja correlación con el Ba corroborando
ausencia de contaminación por el lodo.
Los elementos normalizados entre Al para reducir el efecto litológico muestran
comportamientos similares a los gráficos acumulados de los elementos sin normalizar. Sin
embargo, aquellos normalizados entre Ba para atenuar el efecto del lodo, exhiben
diferencias consistentes puesto que muestran cambios más abruptos en la culminación del
ambiente transicional.
De acuerdo a Algeo & Maynard (2004); el Mn es acumulado en períodos de
oxigenación o circulación activa en las aguas de fondo; asimismo, Ohta (2004), vincula los
elementos Si y Ti con aporte detrítico asociado a eventos regresivos o reajuste en el nivel
base fluvial.
En la figura 5.5, se aprecian concentraciones conspicuas de Mn y Mn/Al cercanos a
los límites de secuencia asociados a somerización esporádica del sistema depositacional;
con respecto a las máximas superficies de inundación, sólo pueden ser identificadas algunas
de ellas puesto que el manganeso discrimina mejor períodos óxicos que reductores. En
cuanto al Si/Al. excursiones positivas corroborarían períodos de aporte clástico exacerbado
por posible reacomodo en el nivel base del sistema causado por un evento de somerización
repentina.
Los perfiles de concentración acumulada mostrados en la figura 5.6, concuerdan con
lo establecido anteriormente. En el gráfico de Mn/Al, se observan tres incursiones positivas
posiblemente asociadas a los límites de secuencia; mientras que el diagrama de Mn muestra
mayores acumulaciones en ambientes transicionales y condiciones progresivamente
reductoras al tope.
74
BATIAL SUPERIOR
TRANSICIONAL
NERÍTICO EXTERNO
BATIAL MEDIO
NERÍTICO MEDIO
NERÍTICO INTERNO
Mn Mn/Al Si/Al
Pro
f
Mn Mn/Al Si/Al 0.02 0.04 0.05 0.06 0.07 0.08 0.09 0.100.110.00 0.01 0.02 0.03 0.04 0.050 10 20 30 40
m ox hax.: 15000 PANGAEA/PanPlot
icos para el tac2.txt - 28.05.2006 23:23
11000
12000
13000
14000
15000
SB6
SB5
SB4
Figura 5.5. Perfiles de indicadores de aporte clástico y condiciones óxicas para el Auriol-9.
Mn Mn/Al
Pro
f
max.: 15000 PANGAEA/PanPlot
mn para tac2 acum.txt - 28.05.2006 23:44 h
11000
12000
13000
14000
15000
-0.1 -0.0 0.1 0.2 -0.05-0.04 -0.03 -0.02 -0.01 0.00 0.01 0.02 0.03 0.04 0.05
Mn Mn/Al
BATIAL SUPERIOR
TRANSICIONAL
NERÍTICO EXTERNO
BATIAL MEDIO
NERÍTICO MEDIO
NERÍTICO INTERNO
SB6
SB5
SB4
Figura 5.6. Diagramas de dispersión acumulados para Mn y Mn/Al en el Auriol-9.
75
En los perfiles de concentración del Auriol-9 analizados anteriormente, no se
descarta la contaminación parcial de algunos elementos por parte del lodo de perforación;
sin embargo, esta contaminación se proyecta como constante debido a la utilización de un
mismo tipo de lodo a través de la sección estudiada.
Contrariamente, en el Auriol-10 fueron empleados dos tipos distintos de lodo que
producen contaminación variable y que imposibilitan establecer un criterio base en ambas
partes en función de analizar condiciones depositacionales.
U Cu Zn Cd Mn Ba
Prof
max.: 17050 PANGAEA/PanPlot
contam tac3.txt - 29.05.2006 01:28 h
11800
12800
13800
14800
15800
16800
0 5 0 50 0 500 0 300 -0.1 0.3 0 20
Figura 5.7. Respuestas en las señales químicas debido a cambio de tipo de lodo de perforación (en ppm)
En la figura 5.7, se muestran los elementos asociados a lodos de perforación en base
aceite en al Auriol-10, se observa un cambio drástico en las concentraciones a partir de
14600’; esta profundidad concuerda con los reportes operacionales que indican cambio de
tipo de lodo 100% aceite a lodo drill in.
Los análisis de discriminación dividen conjuntos de datos a partir de variables
independientes comunes, el algoritmo matemático está sustentado en una combinación de
76
variables de forma tal que produzca la máxima separación entre el grupo de muestras; este
tipo de artificio estadístico permite visualizar con claridad diferencias químicas en el
sistema (Davis, 1973 citado en Chacín, 2003).
Con la finalidad de establecer un parámetro que indique la variabilidad de las
señales químicas por el cambio de lodo, se determinaron funciones discriminantes para la
misma formación (para eliminar el efecto de litología) en ambos pozos. Para el Auriol-9, se
observan resultados concordantes (figura 5.8), puesto que la Formación Capaya presenta un
solo agrupamiento indicando una misma litología; sin embargo, en el Auriol-10 (figura
5.9), dos grupos claramente separados evidencian alteraciones por contaminación de lodo
en las muestras.
Plot of Discriminant Functions
-22 -12 -2 8 18 28
Function 1
-14
-11
-8
-5
-2
1
4
Func
tion
2
Col_281 2 3 Centroids
Figura 5.8. Análisis discriminante para la Formación Capaya en el Auriol-9 con un mismo tipo de lodo.
Plot of Discriminant Functions
-12 -9 -6 -3 0 3 6
Function 1
-20
-16
-12
-8
-4
0
4
Func
tion
2
Col_271 2 3 Centroids
14600-17050 Lodo Drill In
14100-14600 Lodo 100% aceite
Figura 5.9. Análisis discriminante para la Formación Capaya en el Auriol-10 con dos tipos de lodo distintos.
77
La representación visual de agrupaciones en orden jerárquico conocida como
dendrograma, muestra ramificaciones combinadas y valores de coeficientes de distancia en
cada paso, permitiendo así establecer grupos diferentes en base a la visualización de cluster
(Chacín, 2003).
Los dendrogramas obtenidos a partir de los elementos sensitivos a condiciones
redox muestran buena correlación con los límites de secuencia (figura 5.10, y ambientes
depositacionales (figura 5.11) corroborando así las interpretaciones realizadas a partir de
perfiles de concentración.
Farthest neighbour (constrained)
Chi-Squared
150014951490148514801475147014651460145514501445144014351430142514201415141014051400139513901385138013751370136513601355135013451340133513301325132013151310130513001295129012851280127512701265126012551250124512401235123012251220121512101205120011951190118511801175117011651160115511501145114011351130112511201115111011051100
3 2,5 2 1,5 1 0,5 0
SB6
SB5
SB4
Figura 5.10. Dendrograma asociado a límites de secuencia
78
BATIAL SUPERIOR
Farthest neighbour (constrained)
Spearman Coefficient
150001495014900148501480014750147001465014600145501450014450144001435014300142501420014150141001405014000139501390013850138001375013700136501360013550135001345013400133501330013250132001315013100130501300012950129001285012800127501270012650126001255012500124501240012350123001225012200121501210012050120001195011900118501180011750117001165011600115501150011450114001135011300112501120011150111001105011000
-0,5 -0,25 0 0,25 0,5 0,75 1
SB6
TRANSICIONAL
NERÍTICO
BATIAL MEDIO
NERÍTICO MEDIO
NERÍTICO
Figura 5.11. Dendrograma asociado a ambientes depositacionales La paleoproductividad no pudo ser evaluada debido a contaminación de Bario por
lodo de perforación y ausencia de data para el contenido de materia orgánica. Se intentó
establecer el contenido de COT de acuerdo a métodos petrofísicos definidos por Passey et
al., (1990) y Rider (1996); sin embargo, los resultados obtenidos no fueron satisfactorios
por lo que no son incluidos en el proyecto.
Muestras de núcleos reportan para ambos pozos materia orgánica continental y
contenido de COT comprendido entre 0.87 y 2.91. Esto concuerda con los estudios previos
de geoquímica orgánica descritos en el Capítulo I.
Moreno-Vásquez (1995), establece inclusive condiciones de upwelling, para la
Formación Carapita que conlleva al traslado de foraminíferos de aguas profundas a
condiciones someras por materia orgánica en suspensión y bajo contenido de oxígeno
disuelto.
79
Por su parte Crespo de Cabrera y Di Gianni (1994); afirman que la Formación
Carapita fue sedimentada dentro de un marco de alta productividad biológica reflejada en la
gran cantidad de pellets glauconíticos. Esto concuerda con lo establecido en los Master-
Logs del pozo Auriol-10 que reportan cantidades considerables de glauconita; sin embargo,
no se pudo detectar su ocurrencia a través de los perfiles de concentración.
Las interpretaciones basadas en la geoquímica inorgánica concilian los resultados
obtenidos con el modelo estratigráfico-secuencial basado en datos bioestratigráficos,
sedimentológicos y de electrofacies calibradas con sísmica.
La resolución obtenida para cada perfil depende del grado de contaminación por
lodo de perforación y la interrelación entre las limitantes planteadas en el Capítulo IV.
Asimismo, el nivel de detalle en las interpretaciones está condicionado por la sensibilidad
de los elementos metálicos a las condiciones redox siendo los más confiables V, Zn, Mo y
U, y los menos confiables Cu, Ni, Cr, Co (Algeo & Maynard, 2004).
Las incursiones positivas de los elementos metálicos son inferidos como reflejo
principal en la profundización de columna de agua y no por aumento en la productividad
primaria orgánica, esto es debido a que la materia orgánica tipo III no contribuye en mayor
medida a la acumulación de sulfuros (Calvert & Pedersen, 1996; Demaison, 1991); sin
embargo, no se descarta el aporte parcial por materia orgánica marina asociada a eventos de
upwelling.
80
CAPÍTULO VI
CORRELACIÓN Y MODELO
DEPOSITACIONAL
80
Según Demaison & Moore (1980), los ambientes anóxicos ocurren donde la
demanda de oxígeno excede su tasa de suministro. De acuerdo a Pedersen & Calvert
(1990); Calvert & Pedersen (1993); las condiciones anóxicas en aguas de fondo
prevalecen en dos escenarios: el primero, ocurre en donde el suministro de materia
orgánica excede la tasa de abastecimiento de oxígeno en las aguas de fondo por irrigación
o difusión. Tales sedimentos son acumulados a lo largo de márgenes continentales en
ausencia de una barrera de intercambio con el océano abierto en áreas de coastal
upwelling. En el segundo, una barrera topográfica en cuencas costeras limita el
intercambio efectivo con el océano abierto, por tanto, la ausencia de oxígeno y
abundancia de H2S son características por debajo de una picnoclina fuertemente
desarrollada.
Los criterios empleados en la discriminación de eventos anóxicos, frecuentemente
vinculan la ocurrencia de minerales autigénicos y procesos biológicos debido a la
influencia de las condiciones redox sobre ambos.
De acuerdo a la clasificación planteada por Berner (1981); los organismos
aeróbicos y minerales oxidados no toleran trazas de H2S sin defunción o conversión a
minerales sulfúricos respectivamente; asimismo, los minerales sulfúricos y bacterias
sulfato-reductoras no toleran trazas de oxígeno sin conversión a minerales oxidados o
extinción respectivamente.
Berner (1981); plantea la división de ambientes sedimentarios en óxicos y
anóxicos dependiendo de la presencia o ausencia de oxígeno disuelto; asimismo, los
ambientes anóxicos son divididos en sulfúricos y no sulfúricos dependiendo de la
presencia de sulfuro disuelto.
Sedimentos óxicos: la ocurrencia de minerales oxidados es la característica
principal de estos ambientes, esto es, debido a la abundancia de oxígeno disuelto con
respecto a la actividad biológica responsable de la materia orgánica en asentamiento.
El exceso de oxígeno, impide el desarrollo de condiciones reductoras necesarias
para la preservación de la materia orgánica, por tanto, su concentración es reducida y
condicionada a materiales altamente refractarios como madera carbonizada (Berner,
1981).
81
Sedimentos sulfúricos: son depositados en ambientes anóxicos luego de reducción
exhaustiva de sulfatos a H2S y HS-; este proceso, es con frecuencia desarrollado en
ambientes marinos por abundancia de materia orgánica y sulfato disuelto en el agua
marina (Goldhaber & Kaplan, 1975).
Los primeros minerales formados en este ambiente, son fases monosulfúricas de
hierro que posteriormente son transformadas en pirita y marcasita debido a mayor
disponibilidad de azufre.
De los minerales de manganeso, la alabandita es termodinámicamente estable sólo
a altas concentraciones de H2S, las cuales son raramente alcanzadas en las secuencias
sedimentarias. En cambio, el mineral de manganeso más característico es la rodocrosita
que está presente también en los sedimentos anóxicos no sulfúricos (Berner, 1981).
Dentro de este tipo de sedimentos, los depósitos euxínicos destacan por
laminación paralela y ausencia de bioturbación de organismos bénticos.
Sedimentos no sulfúricos: son divididos en: post-óxicos, resultantes de remoción
de oxígeno sin reducción de sulfato (débilmente reductores); metánicos, resultantes de
reducción completa de sulfato y consecuente formación de metano (fuertemente
reductores).
Sedimentos post-óxicos: la abundancia de materia orgánica en
asentamiento, subordina la cantidad de oxígeno consumido por las bacterias
aeróbicas (Degens & Mopper, 1976).
En la sucesión de reacciones progresivamente reductoras, el oxígeno
disuelto es el primero en ser consumido, luego los nitratos y los sulfatos (Jones &
Manning, 1993; White, 2001; Demaison & Moore, 1980; Müller & Suess, 1979).
Sin embargo, si la cantidad de materia orgánica no es suficiente, la reducción de
sulfatos no es llevada a cabo; por lo que los sedimentos depositados no
desarrollan fases autigénicas sulfúricas (Berner, 1981). Como resultado, además
de estar caracterizados por bajo contenido de materia orgánica, los sedimentos
82
post-óxicos presentan ausencia de O2 y H2S; en consecuencia, los minerales
precipitados de hierro y manganeso son glauconita, siderita y rodocrosita.
Sedimentos metánicos: en estos ambientes fuertemente reductores, la
excedencia de hierro con respecto a H2S garantiza el agotamiento del último
debido a formación de pirita y fases monosulfúricas de hierro, posteriormente, la
continua precipitación de siderita y vivianita acompaña a la fermentación de
materia orgánica responsable de la formación de metano.
Los depósitos metánicos son característicos de ambientes no marinos debido
a la carencia de H2S disuelto en el agua; es por ello que Berner (1981), propone
este tipo de sedimentos como paleoindicadores de salinidad en los ambientes
originales de depositación.
En condiciones progresivamente reductoras, la acumulación de sedimentos
óxicos, post-óxicos, sulfúricos y metánicos está vinculada a procesos de respiración,
reducción de nitratos, reducción de sulfatos y fermentación metánica respectivamente; en
cada uno de ellos, los minerales autigénicos supeditados a las condiciones químicas
pueden ser utilizados como paleoindicadores ambientales, estas relaciones químicas son
sintetizadas en la tabla 6.1.
Tabla 6.1. Clasificación geoquímica de ambientes sedimentarios (modificado de Berner, 1981).
La ocurrencia de diversos litotipos asociados a patrones sedimentarios singulares,
ha llevado a autores como Demaison & Moore (1980) a establecer modelos
depositacionales anóxicos descritos a continuación.
83
Grandes lagos anóxicos: la ausencia de oxígeno en mares continentales y lagos, es
determinada por el balance entre disponibilidad de oxígeno disuelto en aguas de fondo y
productividad primaria de materia orgánica en la zona fótica.
Los nutrientes necesarios para el desarrollo de la actividad biológica, son
transportados por sistemas fluviales que transfieren en solución nitratos y fosfatos
provenientes del suelo; asimismo, la capacidad de transporte de los ríos asociada a
suministro de nutrientes y por tanto a productividad primaria, es controlada por
regímenes climáticos y temporadas estacionales.
En climas fríos y templados, el cambio de estaciones y la mayor capacidad del
agua fría de disolver oxígeno, conlleva al desarrollo de condiciones óxicas. Por otro lado,
el clima tropical con mínimos cambios estacionales y alta pluviosidad anual, promueve la
estratificación permanente por debajo de la termoclina y por tanto, desarrollo de eventos
anóxicos. La presencia de varvas en los sedimentos depositados, corrobora ausencia total
de bioturbación por fauna béntica; químicamente, las secuencias son alcalinas y ricas en
materia orgánica y carbonatos (Figura 6.1).
Figura 6.1. Grandes lagos anóxicos, la ubicación de la termoclina dependerá de la estación climática,
ubicación geográfica de la cuenca y productividad primaria (tomado y modificado de Warren, 2000).
Capas anóxicas causadas por upwelling: ocurre en zonas de upwelling regional
debido a tensiones ambientales inducidas por patrones eólicos y transporte Ekman a lo
largo d
zonal en costas este-oeste de continentes cercanos al ecuador alrededor de los 15° de
e ciertas costas.
Ziegler et al., (1979) citado en Demaison & Moore (1980); identifican tres tipos
de upwelling asociados a regiones geográficas particulares: upwelling meridional en
costas norte-sur entre los 10° y 40° de latitud en el lado Este de los océanos; upwelling
84
latitud en asociación con las corrientes de viento al Este; upwelling monzonal en costas
diagonales al Este de los continentes ecuatoriales cercanos a los 15° de latitud.
Los nutrientes aportados por eventos de upwelling, promueven el desarrollo de
alta productividad biológica que genera cuantiosa materia orgánica en asentamiento;
consecuentemente, la demanda excesiva de oxígeno dimanada en zonas de upwelling
conlleva a eventos esporádicos de anoxia corroborados por sedimentos fosfáticos.
Las condiciones topográficas de fondo en cuencas costeras condicionan los
patrones de corriente marina, por tanto, los eventos de upwelling y procesos físico-
biológicos asociados mostrarán diversas configuraciones según sea el caso. Estas
relaciones entre topografía y upwelling son ilustradas en la figura 6.2.
Figura 6.2. Relación entre upwelling y topografía de fondo
Océanos abiertos anóxicos: aunque la demanda bioquímica de oxígeno es el
principal mecanismo promotor de eventos anóxicos en aguas de fondo, la ocurrencia y
85
distribu
de
agua en las costas orientales de los continentes y por tanto, desarrollo de condiciones
anóxic
ción de aguas anóxicas en océanos abiertos está controlada por los patrones de
circulación oceanográficos.
Las corrientes de fondo, prevalecen en altas latitudes y especialmente en las
costas occidentales de los continentes; allí, la turbidez creada por las corrientes actúa
como mecanismo efectivo en la oxigenación de las aguas (sumarizado de Fairbridge,
1966 y Hollister et al., 1978; ambos citados en Demaison en Moore, 1980). Esta
distribución desigual en las corrientes oceánicas, promueve el estancamiento de masas
as asociadas a la fuerza Coriolis e independientes de la productividad primaria.
Cuencas anóxicas de fondo alcorado: este modelo plantea la estratificación
permanente de la columna de agua por barreras topográficas que restringen la circulación
vertical por debajo de la haloclina; sin embargo, para Grasshoff (1975), citado en
Demais
e la barrera física. Esta configuración
promue
plazan las aguas hipersalinas que se hunden y
fluyen
nhiben la circulación de
aguas o
on & Moore (1980); condiciones adicionales vinculadas a corrientes
oceanográficas son necesarias para promover la estratificación.
En cuencas continentales con balance de agua positivo, la efusión de agua
superficial e influjo de aguas marinas profundas fuertemente salinas y ricas en nutrientes
conlleva al desarrollo de una haloclina por debajo d
ve la acumulación de nutrientes dentro de la cuenca, por tanto, fomenta
productividad y preservación de materia orgánica.
En climas áridos y cálidos, la alta tasa de evaporación es contrarrestada por influjo
de aguas oceánicas superficiales que reem
de la cuenca al océano; este balance de agua negativo, conlleva a condiciones de
fondo óxicas desprovistas de nutrientes.
Hallam & Bradshaw,(1979), citado en Oschmann, (1988); proponen el modelo de
topografía irregular de fondo como esquema análogo marino a la cuenca anóxica de
fondo alcorado. En océanos abiertos, depresiones topográficas i
riginando patrones de estancamiento que eventualmente conllevan a condiciones
reductoras concéntricas acentuadas hacia el centro de la cuenca.
Por otra parte Röhl et al. (2001) y Frimmel et al. (2004); utilizan los términos
“circulación estuarina” y “circulación antiestuarina” para describir los procesos
86
ocurridos en cuencas con balance de agua positivo y negativo respectivamente; asimismo,
reconcilian los modelos de cuencas anóxicas de fondo alcorado y de topografía irregular
de fond
marino es el mecanismo principal que condiciona la presencia o ausencia de oxígeno
disuelto en los am
Figura 6.3. El nivel marino alto permite preservación parcial de materia orgánica y moderado
o para establecer un nuevo modelo acorde con las características sedimentarias de
la Formación “Posidonia Shale” (Figuras 6.3- 6.5).
En períodos de pluviosidad incrementada (Figuras 6.3- 6.4, esquema superior), el
contraste salino por aporte fluvial conlleva a estratificación en la columna de agua y
desarrollo de condiciones progresivamente reductoras en profundidad; asimismo, la
topografía irregular de fondo actúa como elemento exacerbante de eventos anóxicos y
precipitación de fases sulfurosas. Por otro lado, condiciones áridas en períodos invernales
(figuras 6.3- 6.4, esquema inferior), deprimen la profundidad de la haloclina debido a
concentraciones salinas más homogéneas en la columna de agua, por tanto, los ambientes
anóxicos están ausentes o restringidos al fondo de la cuenca. Sin embargo, el nivel
bientes (Röhl et al., 2001; Frimmel et al., 2004).
desarrollo de anoxia en aguas de fondo (tomado y modificado de Frimmel et al,. 2004)
87
de materia orgánica y condiciones de anoxia en aFigura 6.4. La preservación guas de fondo son máximas
en niveles marinos intermedios debido a restricción en el intercambio de aguas con el océano abierto
(tomado y modificad Frimmel et al,. 2004)o de
Figura 6.5. Turbulencia generada por vientos y olas conlleva a condiciones oxigenadas en la
columna de agua durante niveles marinos bajos (tomado y modificado de Frimmel et al,. 2004)
88
Las secuencias sedimentarias depositadas en cuencas anóxicas de fondo alcorado
han sido clasificadas de acuerdo a diversos criterios. Morris (1979), establece tres
litotipos para los depósitos jurásicos de Inglaterra: lutitas normales, depositadas en aguas
oxigenadas que permiten el desarrollo de fauna béntica y degradación de materia
orgánica, comúnmente asociada a nódulos de siderita y bioturbación; lutitas restringidas,
caracterizada por sedimentos pobremente laminados con escasa fauna béntica,
bioturbaciones piríticas y nódulos calcáreos; lutitas bituminosas, compuestas de
concreciones piríticas y sedimentos laminados sin bioturbación que evidencian ausencia
de fauna béntica por condiciones anóxicas.
Por otro lado, Byers & Larson (1979); proponen otros litotipos en los depósitos
cretácicos de Norte América: lutitas laminadas, desarrolladas en aguas anóxicas en
ausencia de bioturbación; lutitas bioturbadas, depositadas en ambientes de baja energía y
suficiente oxígeno para el desarrollo de fauna béntica; areniscas bioturbadas,
sedimentadas en ambientes oxigenados de alta energía.
CONDICIONES DEPOSITACIONALES Para el caso de estudio en este trabajo, se proyecta un modelo ambiental mixto
definido previamente por Buatois (2005), y Buatois et al., (2006); consistente en períodos
alternados de salinidad marina normal y descargas fluviales que generan estrés ambiental
por condiciones salobres reflejadas en la baja diversidad de foraminíferos, estrategias
oportunistas, mezcla de ichnofacies Skolithos con Cruziana empobrecida, bajo grado de
bioturbación, abundancia de grietas de sinéresis, bandas de siderita y predominancia de
los ichnofósiles Phycosiphon, Terebellina y Chondrites.
En función de esclarecer los procesos sedimento-químicos operantes en la sección
estudiada y establecer el modelo ambiental, se definen a continuación las condiciones
ambientales de los depósitos, inferidos en base a relaciones propuestas por estudios
anteriores y caracterizaciones complementarias realizadas en los pozos durante la fase de
perforación.
De acuerdo a Pedersen & Calvert (1990), en regiones ecuatoriales, superficies de
divergencia inducidas por el transporte de agua lejos del ecuador conlleva a eventos de
upwelling a profundidades someras, lo que permite una tasa de producción sostenida;
89
asimismo, White (2001), afirma que fracciones mayores a 0.5% de materia orgánica en
los sedimentos es inusual y restringida para zonas de upwelling altamente productivas
donde el flujo descendente de materia orgánica es mayor que la consumida.
Consecuentemente y considerando los resultados obtenidos en núcleos para los
pozos Auriol-9 y Auriol-10 (ver tabla 6.2), se corrobora localmente la hipótesis planteada
por Moreno-Vásquez (1995), que sustenta eventos de upwelling soportados por análisis
de morfología y abundancia de foraminíferos para la Formación Carapita durante el
Mioceno.
Tabla 6.2. Análisis de Geoquímica orgánica para el Auriol-9 y Auriol-10
Auriol-9 Auriol-10 Prof % COT Mat. Org. Ambiente Prof % COT Mat. Org. Ambiente
14490' 1.34 13005' 1.48 Nerítico 14547' 1.32 13022' 2.81 Interno 14559' 2.01 13074' 1.1 a 14621' 1.9 13089' 1.08 C
ontin
enta
l
Medio 14635' 1.48
Con
tinen
tal
Ner
ítico
inte
rno
Durante años recientes, diversos autores han establecido criterios fundamentados
en relaciones elementales y contenido de COT en función de discriminar condiciones
redox y delimitar marcadores químicos que identifiquen depósitos óxicos, disóxicos y
anóxicos.
Sin embargo, estos criterios son frecuentemente aplicados a secuencias monótonas
de lutitas, por lo tanto, los valores obtenidos en este proyecto aunque no reflejan con
precisión las condiciones depositacionales debido a la mezcla de sedimentos, sí
garantizan las mínimas condiciones reductoras ambientales.
Algeo & Maynard (2004); proponen la división de condiciones depositacionales
en base al contenido de COT, siendo disóxicos menores a 2.5% y anóxicos no sulfúricos
entre 2.5% y 7%; considerando estos criterios y los análisis de núcleos realizados por
Buatois (2005), reportando condiciones anóxicas depositacionales evidenciadas en
laminación paralela en lutitas y baja bioturbación en areniscas, se proyecta alternancias
esporádicas de disoxia y anoxia asociadas a influjos importantes de descargas fluviales.
90
Jones & Manning (1993), discriminan estas condiciones de anoxia y disoxia de
acuerdo a la relación V/Cr siendo mayor a 4.25 para sedimentos anóxicos y entre 4.25 y 2
para condiciones disóxicas; por otro lado, Hatch & Leventhal (1992), señalan que
variaciones en los valores de la relación V/(V+Ni) indican cambios en la estratificación
de la columna de agua que puede ser asociada a condiciones depositacionales,
específicamente, refieren valores entre 0.46% y 0.6% para condiciones de disoxia y entre
0.54% y 0.82% para anoxia. Ambas relaciones se muestran en las figuras 6.6 y 6.7. V/(V+Ni)
0,200,250,300,350,400,450,500,550,600,650,700,750,80
Figura 6.6. Relación V/(V+Ni) para el Auriol-9. La línea negra representa el promedio móvil de
los datos originales. El eje de las ordenadas son valores adimensionales mientras las abscisas representan la
profundidad en sección.
Figura 6.7. Relación V/Cr para el Auriol-9. La línea negra representa el promedio móvil de los datos
originales. El eje de las ordenadas son valores adimensionales mientras las abscisas representan la
profundidad en sección.
11000 11500 12000 12500 13000 13500 14000 14500 15000
DisóxicosAnóxicos
Óxicos
V/Cr
011
0,5
1,52
2,5
3,5
4,5
000 11500 12000 12500 13000 13500 14000 14500 15000
1
3
4
5 Anóxicos
Disóxicos
Óxicos
91
Para la relación V/(V+Ni), se observa cierta ciclicidad que alterna las condiciones
depositacionales entre ánoxicas y disóxicas; sin embargo, la tendencia general apunta a
condiciones mas óxicas cercanas al ambiente transicional (13600’-14100’) que
progresivamente evolucionan en valores mayores indicando entornos reductores. El alto
coeficiente de correlación entre el Ni y el Ba pudiese ser indicativo de contaminación
parcial por lodo de perforación (ver matriz de coeficiente de correlación en anexos),
consecuentemente, la relación V/(V+Ni) resulta en valores disminuidos que refieren
condiciones más oxidantes a las verdaderas. Hacia el tope de la sección a medida que
profundiza la cuenca, se advierte la estabilización de los valores sin marcada correlación
con la sucesión de ambientes depositacionales o límites de secuencia, bien sea tipo Exxon
o Galloway.
Por otro lado, la relación V/Cr perfila condiciones más oxidantes señalando una
fase disóxica desde el tope hasta los 14000’ y otra fase óxica desde los 14000’ hasta la
base de la columna. Nuevamente, la contaminación del Cr por parte del lodo de
perforación evidenciada en el alto coeficiente de correlación con el Ba (ver matriz de
correlación en anexos), pudiese estar distorsionando los valores obtenidos puesto que el
diagrama no concuerda satisfactoriamente con las interpretaciones planteadas en el
Capítulo V Sin embargo, se mantiene la tendencia general de condiciones más óxicas
cercanas al ambiente transicional que paulatinamente evolucionan en condiciones
reductoras hacia el tope de la columna. Relaciones adicionales propuestas Jones &
Manning (1993), no fueron aplicadas debido a fehaciente contaminación evidenciada en
valores muy por encima de los límites planteados por el autor.
Asimismo y de acuerdo a lo planteado en el Capítulo V, no se aplicaron estos
criterios de relaciones elementales para el pozo Auriol-10 por complicaciones debido a
contaminación por distintos tipos de lodo de perforación.
Análisis por difractometría realizados en el Auriol-9 y descripciones
mineralógicas reportadas en el Master-Log para ambos pozos, reflejan cantidades
considerables de pirita, materia orgánica y ocasionalmente glauconita; asimismo, Zavala
(2005) y Buatois (2005) describen numerosos nódulos de siderita en muestras de núcleo;
siguiendo la clasificación propuesta por Berner (1981), (tabla 6.1); los depósitos en
92
ambos pozos pertenecen en su mayoría a ambientes no sulfúricos metánicos y
ocasionalmente post-óxicos.
Las características sedimentológicas observadas en núcleos aunadas a los reportes
operacionales y estudios anteriores enfocados en la zona de trabajo, sugieren alternancia
de condiciones ambientales reflejadas en la sucesión litológica. Sin embargo, las
clasificaciones de litofacies de acuerdo a los criterios de Oschmann (1987) y Demaison &
Moore (1980) no pudieron ser aplicadas debido a incongruencias entre las características
sedimentológicas y contenido de materia orgánica; específicamente, las lutitas
restringidas definidas por el primer autor son depositadas por encima del nivel de
tormenta, con contenido orgánico menor al 5% y bioturbación considerable; en el caso de
estudio, las lutitas sí poseen materia orgánica menor al 5%, pero son depositadas por
debajo del nivel de tormenta con bioturbación ausente a escasa.
Esta discrepancia puede ser explicada debido al contraste de ambientes
depositacionales entre ambos modelos puesto que Oschmann (1987) y Demaison &
Moore (1980), discriminan litofacies en ambientes marinos con materia orgánica tipo I
propensa a generar hidrocarburos; en cambio, las secuencias en este estudio fueron
depositadas en ambientes salobres altamente dinámicos y con predominancia de materia
orgánica continental que tiende a generar gas.
Los resultados geoquímicos del Auriol-9 junto a los reportes técnicos y estudios
anteriores apuntan a condiciones ambientales y depositacionales congruentes con el
modelo estratigráfico-secuencial establecido.
Lógicamente, el próximo paso a tomar en la validación del marco estratigráfico-
secuencial sería la correlación entre los pozos; sin embargo, con los datos proporcionados
en este proyecto, tres tipos de correlaciones pueden ser establecidas: correlación por
formaciones, por ambientes y por secuencias.
CORRELACIÓN La presencia de las formaciones Carapita y Capaya en ambos pozos hace posible
establecer la correlación y calibración secuencial a partir de criterios formacionales;
Martínez (1994); afirma que una formación puede contener varios límites de secuencia;
sin embargo, un límite de secuencia no puede estar contenido en dos formaciones.
93
Tomando esto en cuenta y el hecho que sólo existen dos formaciones para toda la
sección, se proyecta que este tipo de correlación aunque posible, no es práctica debido a
la imposibilidad de determinar con exactitud los límites de secuencia o superficies de
inundación. Consecuentemente, y de acuerdo a lo mostrado en las figuras 6.8 a la 6.10,
este tipo de correlación sólo corrobora que existe un vínculo entre ambos pozos y que
ambas formaciones sí están presentes en los mismos.
Figura 6.8. Diagrama de dispersión para la formaciones en el Auriol-9. Se observa alta discriminación entre
las formaciones evidenciada en dos grupos apartados.
Figura 6.9. Diagrama de dispersión para la formaciones en el Auriol-10. El solape de los grupos resaltado
en el círculo negro, representa la zona cercana al límite entre las dos formaciones corroborando un contacto
transicional (ver Capítulo II).
94
Figura 6.10. Diagrama de dispersión para las formaciones en ambos pozos. Los puntos encerrados en el
círculo verde no pertenecen a la transición entre las dos formaciones, por lo tanto, se presume ruido
causado por contaminación de lodo.
La correlación ambiental presentada en las figuras 6.11 a la 6.14, corrobora lo
planteado en el Capítulo V, esto es, señales químicas discriminativas supeditadas a
cambios ambientales.
Figura 6.11. Funciones discriminantes ambientales en el Auriol-9.
95
La figura 6.11 muestra cinco grupos diferenciados correspondientes en esencia a
tres tipos de ambientes: nerítico externo a batial; nerítico interno a medio; transicional.
Lógicamente, todos los ambientes nerítico interno se deberían agrupar en un solo
conjunto; no obstante, se observan dos grupos apartados del mismo ambiente cuya
respuesta obedece a cambios formacionales. Asimismo, se manifiesta dos grupos
separados para el ambiente nerítico externo a batial correspondientes a las formaciones
Carapita y Capaya.
Figura 6.12. Funciones discriminantes ambientales en el Auriol-10. Se observan tres grupos separados con
poco solape y algunas muestras que no obedecen a la tendencia general.
Figura 6.13. Funciones discriminantes ambientales para ambos pozos.
96
Figura 6.14. Funciones discriminantes ambientales para ambos pozos.
La duración y delimitación de ambientes depositacionales para cada pozo difiere
de acuerdo a la profundidad; debido a esto, se realizó una primera aproximación general
en tres grupos considerando la sucesión y asociaciones ambientales: nerítico externo a
batial; nerítico medio a interno; transicional (figura 6.13). Algunas de las muestras
contenidas entre el solape de los círculos pertenecen a los límites entre los ambientes
evidenciando un cambio progresivo y transicional entre las condiciones depositacionales;
sin embargo, el resto de las muestras contenidas en este solape no son cercanas a las
zonas limítrofes ambientales, en este caso, se considera la posible introducción de ruido
por algún tipo de contaminación explicada en el Capítulo IV.
En función de mejorar la resolución obtenida para la correlación de ambientes
depositacionales, se efectuaron análisis discriminantes con ambientes depositacionales
más específicos mostrados en la figura 6.14; se observa una mejor discriminación entre
los ambientes transicional y nerítico medio, no obstante, persiste el solape entre los
grupos nerítico interno y nerítico externo a batial lo cual no tiene sentido puesto que no
están sucedidos uno de otro, nuevamente, se considera este tipo de resultados como
producto de la contaminación en las muestras.
En términos de estratigrafía secuencial, la correlación por ambientes
depositacionales no es aplicable puesto que se busca superficies que establezcan
correlaciones con significado en tiempo. Sin embargo, debido a la cercanía de los pozos,
97
se observa una sucesión contemporánea de ambientes depositacionales que permite este
tipo de correlación.
Las secuencias depositacionales definidas en el Auriol-9 mediante perfiles de
concentración y dendrogramas (ver Capítulo V); son nuevamente delimitados a partir de
funciones discriminantes; asimismo, y en vista que la clasificación por dendrograma y
perfiles de concentración no pudo ser aplicada en el Auriol-10, se calcula para el mismo,
funciones discriminantes tomando como marco de referencia el modelo estratigráfico-
secuencial establecido.
Los resultados mostrados en la figura 6.15 para el Auriol-9, señalan alta
discriminación en los grupos y poco solape entre las secuencias comprendidas entre SB6-
SB5 y SB5-SB4.
Figura 6.15. Funciones discriminantes de secuencias depositacionales para el Auriol-9.
En el Auriol-10 se agrupó en un mismo conjunto las secuencias comprendidas
entre el tope de la sección y la SB5 debido a la poca discriminación en los resultados; aún
así, se observa en la figura 6.16 el solape considerable entre las agrupaciones para cada
secuencia, nuevamente se considera esta incongruencia debido a la contaminación por
lodo; sin embargo, es necesario destacar que el mayor solape ocurre en secuencias
sucesivas (tope-SB5 a SB5-SB4).
98
Figura 6.16. Funciones discriminantes de secuencias depositacionales para el Auriol-10.
La figura 6.17 señala el gráfico de funciones discriminantes para secuencias
depositacionales en ambos pozos; se observa un solape considerable entre la sucesión de
secuencias comprendidas entre el tope y la SB4, mientras que el grupo restante se aparta
del conjunto.
Figura 6.17. Funciones discriminantes de secuencias depositacionales para ambos pozos.
El conjunto de resultados obtenidos señala una correlación aceptable entre las
secuencias depositacionales establecidas en el modelo; consecuentemente, se valida la
equivalencia de las secuencias para cada pozo y se corrobora la correlación definida en el
modelo estratigráfico-secuencial del área TACAT.
99
MODELO DEPOSITACIONAL Según los planteamientos teóricos establecidos en los Capítulos V y VI en
conjunto con los informe técnicos, reportes operacionales e interpretaciones realizadas a
partir de los resultados obtenidos, se propone a continuación el modelo depositacional
para el área de estudio basado en la integración de datos extrapolados que de una u otra
forma atenúan las limitaciones inherentes a las muestras de canal.
Las condiciones salobres que ocasionan estrés ambiental evidenciadas en la
morfología y abundancia de foraminíferos, disminuyen progresivamente en sección hacia
el tope de la columna y son eventualmente suprimidas a partir del límite de secuencia
SB6 debido a la implantación de un sistema marino abierto producto de una trasgresión
generalizada.
Las características sedimentológicas y biológicas de las formaciones analizadas
no sugieren condiciones reductoras en aguas de fondo debido a alta productividad
primaria aún cuando diversos autores definen eventos de upwelling en la región, esto es
debido a que el tipo de materia orgánica predominante en la zona de estudio es de origen
continental no producido por corrientes de surgencia oceánica, caso contrario del material
orgánico sapropélico tipo I. No obstante, la ubicación paleogeográfica de la Subcuenca
Maturín al momento de depositar la Formación Carapita, refiere eventos de upwelling
zonal que esporádicamente contribuirían al consumo excesivo de oxígeno en la zona
fótica propiciando precipitación de minerales sulfúricos en el fondo de la cuenca.
Tomando como referencia condiciones ambientales análogas descritas por Hatch
& Leventhal, 1982 (citado en Hatch & Leventhal, 1991); se propone como mecanismo
principal accionante de condiciones reductoras en aguas de fondo a la estratificación en la
columna de agua por desarrollo de haloclina y termoclina; asimismo y de acuerdo a lo
establecido por Zavala (2005); Stainforth, (1965, 1969); que reportan alta cantidad de
material en suspensión, se proyecta estratificación adicional por diferencia en la densidad
de las aguas (picnoclina).
Los regímenes paleoclimáticos asociados a regiones cercanas al ecuador con
constante pluviosidad por ambientes húmedos y áridos garantiza un continuo influjo de
plumas fluviales cargadas de partículas finas, coloides y materia orgánica parcialmente
100
disuelta que posteriormente flocula y precipita durante la mezcla de los sistemas
hidrodinámicos.
Estas plumas fluviales, habrían establecido una fuerte estratificación en la
columna de agua por el desarrollo de una haloclina en regiones aledañas a las
desembocaduras, y una termoclina en regiones más apartadas; la estratificación habría
permitido la conservación de materia orgánica y precipitación de minerales sulfúricos y
siderita en aguas de fondo (figura 6.18).
Figura 6.18. Sección esquemática del modelo depositacional (basado en Hatch & Leventhal, 1991).
Obviamente, el consumo continuo de oxígeno en la columna de agua es
exacerbado durante la profundización de la cuenca por el desplazamiento de la zona de
mínimo oxígeno hacia la línea de costa, por lo que la relación entre condiciones
reductoras y paleobatrimetría son directamente proporcionales.
Durante la ocurrencia de superficies de inundación a finales de los sistemas
encadenados transgresivos (TST), el aumento repentino en la columna de agua al igual
que disminución en la tasa de aporte conlleva a un incremento en las condiciones
reductoras corroboradas por mayores concentraciones de elementos sensitivos a
condiciones redox; asimismo, el bajo aporte clástico por parte de sistemas fluviales son
evidenciados por mínimas concentraciones en la relación Si/Al.
Por otro lado, la disminución en el espesor de la columna de agua asociada a
eventos regresivos distintivamente marcados durante los límites de secuencia, promueven
101
condiciones más oxidantes en el fondo de la cuenca debido a la cercanía de la zona de
mínimo oxígeno e influencia energética de olas de mareas por depresión del nivel de
tormentas.
Estas condiciones aeróbicas quedan especialmente indicadas por concentraciones
conspicuas de Mn y depresiones en los perfiles de concentración de metales redox
sensitivos; asimismo, se aprecia en las curvas de Si y Si/Al un aumento en la energía del
medio por influjo detrítico y plumas de lofting cargadas de sedimentos.
102
CAPÍTULO VI I
CONCLUSIONES Y
RECOMENDACIONES
102
CONCLUSIONES
• Los perfiles de concentración son la herramienta estadística idónea al momento de
establecer cambios depositacionales sucesivos a través de una sección en estudio.
• La mejor discriminación por ambientes depositacionales en las muestras
analizadas, indica un mayor control por parte de los mismos y no por secuencias
estratigráficas.
• Se logra vincular las acumulaciones de ciertos elementos a condiciones
depositacionales, superficies de inundación y límites de secuencia; asimismo, la
marcada ausencia de relación entre señales químicas y sistemas encadenados
podría deberse a que todo el sistema se encuentra dentro de una transgresión
generalizada sin presencia de sistemas encadenados de bajo nivel (LST).
• Contrariamente a los núcleos y muestras de afloramiento, la quimioestratigrafía
no puede ser aplicada para todos los casos en las muestras de canal, siendo viables
solamente para aquellos pozos con pocos problemas operacionales.
• De acuerdo al tipo de estudio, se observan resultados satisfactorios al momento de
establecer correlaciones por litología, ambientes o secuencias depositacionales.
• La quimioestratigrafía como herramienta aplicada en muestras de canal, no es
suficientemente confiable como para establecer modelos de estratigrafía
secuencial; sin embargo, su uso como herramienta complementaria para
corroborar modelos ya definidos se proyecta como viable y propicia para
aumentar el nivel de resolución.
• Las concentraciones elementales en muestras de canal pueden estar viciadas de
acuerdo a diversos factores contaminantes; por lo tanto, el uso de matrices de
correlación y criterios interdisciplinarios basados especialmente en reportes
operacionales se proyecta como herramienta indispensable en la interpretación de
los resultados obtenidos.
• El análisis de condiciones depositacionales en muestras de canal resulta más
eficiente si se realiza evaluando el comportamiento general a lo largo de la
sección, no así por valores absolutos puesto que están viciados por el intervalo de
muestreo y la cantidad de estratos dentro del mismo.
103
• La contaminación por lodo de perforación y materiales antipérdida, afecta los
resultados obtenidos por adición de elementos contenidos en los agregados y por
alteración en la relación de porcentaje en peso entre muestra y material añadido.
• Aunque regularmente el intervalo de muestreo en estudios geoquímicos es
considerablemente menor a cincuenta pies, esta distancia se proyecta como
satisfactoria en muestras de canal ya que un intervalo menor pudiese presentar
solapes entre muestra y muestra.
• Los análisis para determinar proveniencia e intemperismo, no son indispensables
al momento de establecer conclusiones e interpretaciones de estratigrafía
secuencial ya que no tienen una dependencia directa y no están asociados
químicamente.
• La puesta en marcha de proyectos de análisis quimioestratigráficos en muestras de
canal en zonas donde no existe información adicional, se proyecta como poco
rentable e ineficiente puesto que las interpretaciones dependen de muchas
variables que en la mayoría de los casos no pueden ser cuantificadas; asimismo, el
amalgamiento entre señales químicas subordinadas a proveniencia, intemperismo,
diagénesis, condiciones redox, etc y la ausencia de criterio para discriminarlas,
imposibilita el establecimiento de condiciones idóneas para proponer modelos
estratigráficos destinados a la exploración.
• Los dendrogramas, al igual que las funciones discriminantes, permiten delimitar
grupos asociados químicamente que indican condiciones de depositación
similares; sin embargo, las causas de esa asociación son mejor visualizadas a
través de los perfiles de concentración.
104
RECOMENDACIONES
• Establecer proyectos individuales destinados a estimar aproximaciones
cuantitativas de la contaminación en muestras de canal dependiendo del tipo de
lodo.
• Desarrollar nuevas técnicas en el tratamiento de las muestras que permitan
eliminar el ruido introducido por el material antipérdida, lodo de perforación, etc.
• Realizar calibraciones de señales químicas en núcleos contra muestras de canal en
función de establecer la confiabilidad de los resultados en las últimas.
• Efectuar el triturado de muestras en un shatterbox y no en mortero, con la
finalidad de garantizar un conjunto más homogéneo.
• Estudiar la factibilidad de realizar pruebas de COT al igual que contenido de
azufre en las muestras, con el objetivo de discriminar entre mineralogía asociada a
condiciones redox y proveniencia.
105
CAPÍTULO VI I I
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http://www.pdvsa.com/lexico).
121
CAPÍTULO IX
ANEXOS
121
MATRIZ DE CORRELACIÓN PARA EL AURIOL-9 Na Mg K Ca Ti Mn Al P Fe Si Ba LOI Cr Cd Ga La Mo Ni Pb Sc Th U V Zn Y Zr Ce Ag Sb W
Na 1,00
Mg 0,33 1,00
K 0,39 0,35 1,00
Ca -0,28 0,36 -0,18 1,00
Ti 0,45 0,75 0,38 0,05 1,00
Mn 0,07 0,66 0,18 0,38 0,51 1,00
Al 0,32 0,80 0,49 0,02 0,87 0,53 1,00
P 0,14 0,80 0,26 0,29 0,75 0,60 0,87 1,00
Fe -0,11 0,65 0,35 0,38 0,50 0,64 0,63 0,68 1,00
Si -0,24 -0,86 -0,42 -0,28 -0,85 -0,61 -0,97 -0,91 -0,71 1,00
Ba -0,09 0,25 -0,05 0,27 -0,06 0,16 0,11 0,27 0,26 -0,17 1,00
LOI 0,04 0,54 0,04 0,59 0,50 0,47 0,52 0,64 0,33 -0,65 0,02 1,00
Cr 0,19 0,53 0,16 0,03 0,50 0,34 0,59 0,63 0,41 -0,57 0,45 0,23 1,00
Cd -0,53 -0,26 -0,09 0,01 -0,39 -0,03 -0,24 -0,06 0,27 0,23 0,40 -0,33 0,16 1,00
Ga 0,17 0,51 0,24 -0,12 0,78 0,39 0,77 0,71 0,44 -0,71 0,15 0,35 0,71 0,10 1,00
La -0,06 0,43 0,21 -0,08 0,55 0,44 0,71 0,71 0,52 -0,66 0,23 0,35 0,68 0,29 0,85 1,00
Mo -0,31 -0,09 -0,28 0,28 -0,18 0,03 -0,09 0,14 0,07 0,01 0,34 0,13 -0,02 0,22 -0,08 0,04 1,00
Ni -0,33 0,13 -0,10 0,11 -0,01 0,19 0,16 0,36 0,40 -0,18 0,63 0,02 0,56 0,78 0,47 0,62 0,30 1,00
Pb -0,35 0,04 -0,14 0,22 -0,15 0,15 0,01 0,20 0,32 -0,07 0,62 -0,03 0,39 0,76 0,28 0,44 0,29 0,85 1,00
Sc 0,20 0,54 0,22 -0,20 0,66 0,36 0,77 0,72 0,41 -0,69 0,23 0,30 0,73 0,13 0,92 0,83 -0,03 0,54 0,34 1,00
Th -0,25 -0,02 -0,01 0,07 -0,21 0,01 -0,04 0,03 0,27 0,02 0,14 -0,12 0,20 0,52 0,05 0,23 0,01 0,43 0,52 0,12 1,00
U -0,37 0,13 -0,02 0,15 -0,07 0,25 0,13 0,29 0,50 -0,16 0,63 -0,04 0,49 0,84 0,39 0,56 0,22 0,92 0,88 0,46 0,56 1,00
V 0,02 0,44 0,28 -0,11 0,45 0,32 0,65 0,60 0,49 -0,59 0,30 0,14 0,70 0,37 0,77 0,77 -0,03 0,62 0,44 0,82 0,31 0,59 1,00
Zn -0,35 0,03 -0,14 0,06 -0,08 0,06 0,11 0,26 0,28 -0,12 0,54 -0,03 0,46 0,68 0,41 0,53 0,32 0,84 0,76 0,45 0,43 0,80 0,50 1,00
Y 0,14 0,47 0,14 -0,12 0,67 0,40 0,69 0,69 0,39 -0,63 0,23 0,34 0,69 0,18 0,94 0,85 0,00 0,56 0,38 0,91 0,09 0,48 0,74 0,47 1,00
Zr 0,24 -0,03 -0,08 -0,18 0,34 0,01 0,04 0,05 -0,20 0,01 -0,06 0,03 0,21 -0,04 0,45 0,21 -0,11 0,14 0,04 0,28 -0,26 -0,01 0,05 0,10 0,50 1,00
Ce 0,02 0,51 0,29 -0,07 0,65 0,44 0,81 0,74 0,48 -0,76 0,16 0,46 0,60 0,01 0,82 0,88 -0,01 0,36 0,20 0,79 0,14 0,33 0,70 0,37 0,81 0,13 1,00
Ag -0,24 -0,20 0,05 -0,14 -0,13 -0,01 -0,05 -0,02 0,09 0,09 0,06 -0,15 0,07 0,49 0,21 0,31 -0,01 0,38 0,26 0,16 0,25 0,39 0,30 0,37 0,24 0,14 0,19 1,00
Sb -0,35 0,04 -0,20 0,26 -0,14 0,24 0,00 0,17 0,32 -0,07 0,54 0,05 0,31 0,53 0,18 0,30 0,39 0,68 0,65 0,25 0,37 0,69 0,30 0,73 0,25 0,01 0,20 0,19 1,00
W -0,30 -0,09 -0,22 0,10 -0,15 0,03 -0,05 0,11 -0,01 0,02 0,39 0,05 0,13 0,42 0,19 0,27 0,37 0,56 0,52 0,21 0,22 0,44 0,24 0,51 0,32 0,20 0,18 0,22 0,46 1,00
122
MATRIZ DE CORRELACIÓN PARA EL AURIOL-10 Na Mg K Ca Ti Mn P Fe Si Ba Al LOI Cr Cd Cu Ga La Mo Ni Pb Sc Th U V Zn Y Zr Ce W
Na 1,00
Mg 0,12 1,00
K 0,46 0,33 1,00
Ca -0,14 0,35 -0,16 1,00
Ti 0,29 0,13 0,52 -0,46 1,00
Mn 0,11 0,11 -0,17 0,09 -0,34 1,00
P -0,02 0,38 0,50 0,03 0,49 -0,49 1,00
Fe 0,11 0,34 0,56 -0,35 0,57 0,12 0,57 1,00
Si 0,10 -0,57 -0,25 -0,69 -0,03 0,21 -0,56 -0,20 1,00
Ba -0,16 0,12 -0,01 0,33 -0,01 -0,38 0,29 -0,01 -0,31 1,00
Al 0,07 0,26 0,61 -0,43 0,71 -0,36 0,75 0,82 -0,29 0,09 1,00
LOI 0,05 0,48 0,11 0,46 -0,32 0,01 0,25 0,14 -0,58 0,28 0,09 1,00
Cr -0,14 0,10 0,07 -0,09 0,19 -0,03 0,22 0,33 -0,02 0,44 0,28 0,02 1,00
Cd -0,01 0,07 0,19 0,19 0,17 -0,51 0,32 -0,05 -0,22 0,58 0,13 0,10 0,14 1,00
Cu -0,03 0,11 0,07 0,13 0,17 -0,43 0,32 0,01 -0,20 0,63 0,16 0,18 0,20 0,72 1,00
Ga 0,11 0,09 0,36 -0,51 0,51 -0,17 0,35 0,48 0,11 -0,08 0,58 -0,20 0,30 -0,13 -0,09 1,00
La -0,12 0,07 0,28 -0,46 0,42 -0,26 0,52 0,59 -0,06 0,04 0,72 0,03 0,34 -0,06 -0,07 0,73 1,00
Mo 0,18 -0,09 0,05 -0,04 -0,18 0,24 -0,19 -0,04 0,17 -0,17 -0,13 0,03 -0,17 0,02 -0,24 -0,04 0,02 1,00
Ni -0,15 0,05 0,15 0,07 0,11 -0,14 0,32 0,30 -0,22 0,35 0,30 0,04 0,47 0,36 0,07 -0,05 0,28 0,18 1,00
Pb -0,06 0,05 -0,13 0,46 -0,32 0,41 -0,14 -0,01 -0,13 0,37 -0,32 0,16 0,26 0,29 0,22 -0,44 -0,33 0,14 0,43 1,00
Sc 0,14 0,20 0,45 -0,43 0,40 0,03 0,31 0,57 0,02 -0,30 0,58 -0,09 0,19 -0,17 -0,30 0,79 0,71 0,14 0,13 -0,32 1,00
Th -0,22 0,15 -0,20 0,13 -0,14 0,01 -0,03 0,03 -0,12 0,14 -0,02 0,23 0,14 -0,05 0,02 -0,11 0,11 -0,05 0,10 0,20 -0,04 1,00
U -0,05 0,18 0,11 -0,19 -0,06 0,49 0,05 0,49 0,05 -0,16 0,25 0,11 0,14 -0,18 -0,37 0,14 0,39 0,24 0,42 0,27 0,46 0,18 1,00
V -0,08 0,20 0,31 -0,42 0,40 -0,07 0,45 0,62 -0,08 -0,10 0,69 0,01 0,25 -0,08 -0,05 0,63 0,77 0,00 0,26 -0,20 0,78 0,07 0,54 1,00
Zn 0,03 0,10 -0,17 0,23 -0,37 0,82 -0,36 0,11 0,08 -0,06 -0,33 0,07 0,20 -0,30 -0,25 -0,27 -0,24 0,21 0,24 0,72 -0,06 0,18 0,48 -0,07 1,00
Y 0,11 0,09 0,29 -0,43 0,42 -0,12 0,31 0,42 0,12 -0,05 0,47 -0,12 0,24 -0,10 -0,05 0,93 0,69 -0,01 -0,10 -0,34 0,73 -0,04 0,16 0,55 -0,21 1,00
Zr 0,06 -0,25 -0,26 -0,12 0,04 0,03 -0,27 -0,32 0,37 -0,12 -0,34 -0,39 -0,01 -0,28 -0,19 0,20 -0,15 -0,14 -0,33 -0,19 -0,14 -0,23 -0,35 -0,25 -0,08 0,25 1,00
Ce -0,09 0,09 0,30 -0,49 0,41 -0,19 0,51 0,63 -0,05 -0,01 0,73 0,04 0,26 -0,09 -0,09 0,74 0,94 -0,03 0,18 -0,35 0,72 0,10 0,43 0,76 -0,23 0,72 -0,16 1,00
W 0,02 -0,04 0,02 -0,03 -0,12 0,18 -0,07 0,04 0,08 -0,22 -0,08 -0,05 0,05 -0,10 -0,18 -0,03 0,05 0,22 0,20 0,21 0,08 -0,01 0,19 -0,02 0,30 0,00 -0,04 -0,03 1,00
123
Na Mg K Ca Ti Mn Al P Fe Si Ba LOIPR
OFU
ND
max.: 15000 PANGAEA/PanPlot
tac2 mayoritarios.txt - 18.06.2006 03:30 h
11000
12000
13000
14000
15000
0.0 1.0 0.0 1.5 -1 2 0 6 0.0 0.5 0.02 0.11 0 9 0.00 0.09 0 4 0 40 0 3 0 30
Perfiles de Concentración de elementos mayoritarios del Auriol-9
124
Cr Cd Ga La Mo Ni Pb Sc Th
PRO
F
max.: 15000 PANGAEA/PanPlot
minoritarios tac2.txt - 18.06.2006 03:35 h
11000
12000
13000
14000
15000
-10 10 20 30 40 -110 90 200 -10 10 20 30 -10 0 10 20 -10 0 10 20 30 -10 10 20 30 40 -2 0 1 2 3 4 -2 0 1 2 3 4 5 6 0 20 30 50 60
Perfiles de Concentración de elementos minoritarios del Auriol-9
Perfiles de Concentración de elementos minoritarios del Auriol-9
125
Cr Cd Ga La Mo Ni Pb Sc Th
PRO
F
max.: 15000 PANGAEA/PanPlot
minoritarios tac2.txt - 18.06.2006 03:35 h
-10 10 20 30 40 -110 90 200 -10 10 20 30 -10 0 10 20 -10 0 10 20 30 -10 10 20 30 40 -2 0 1 2 3 4 -2 0 1 2 3 4 5 6 0 20 30 50 6011000
12000
13000
14000
15000
125
Perfiles de Concentración de elementos trazas del Auriol-9 U V Zn Y Zr Ce Ag Sb W
PRO
F
max.: 15000 PANGAEA/PanPlot
traza para tac2.txt - 18.06.2006 03:37 h
11000
12000
13000
14000
15000
0 1 2 3 4 5 6 0 20 40 60 80 0 40 70 110 160 0 3 5 7 9 12 15 18 0
200
126
300 400 0 10 20 30 0 2 3 4 5 6 7 8 9 0 40 70 110 160 0 2 3 4 5 6 7
Perfiles de Concentración de elementos mayoritarios del Auriol-10 Na Mg K Ca Ti Mn P Fe Si Ba Al LOI
PRO
F
max.: 17050 PANGAEA/PanPlot
mayoritarios tac3.txt - 18.06.2006 03:40 h
11800
12800
13800
14800
15800
16800
0 3 0 3 -1 3 0 20 0.0 1.0 -0.1
0.
3 0.00 0.10 0 3 0 50 0 20 0 9 0 30
127
Perfiles de Concentración de elementos minoritarios del Auriol-10
Cr Cd Cu Ga La Mo Ni Pb Sc Th
PRO
F
max.: 17050 PANGAEA/PanPlot
minoritarios tac3.txt - 18.06.2006 03:42 h
11800
12800
13800
14800
15800
16800
0 60 0 300 0 50 0 50 0 20 0 30 0 60 0 8 0 9 0 50
128
U V Zn Y Zr Ce W
PRO
F
max.: 17050 PANGAEA/PanPlot
trtazas tac3.txt - 18.06.2006 03:44 h
11800
12800
13800
14800
15800
16800
0 1 2 3 4 5 -20 10 30 50 70 90 0 100 200 300 400 0 3 5 7
129
9 11 14 17 0 200 400 600 0 10 20 30 0 3 5 7 9 11 14 17
Perfiles de Concentración de elementos trazas del Auriol-10
“It’s none of Æeon’s business but...”
122
