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TRABAJO ESPECIAL DE GRADO
MODELO CRONOESTRATIGRÁFICO SEDIMENTARIO EN
EL ÁREA DE PLATAFORMA DELTANA. COSTAFUERA.
VENEZUELA.
Presentado ante la Ilustre
Universidad Central de Venezuela
Por la Ing. Cortez B.,
Saileth T.
Para optar al Título
de Magíster en Ciencias Geológicas.
Caracas, 2010
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TRABAJO ESPECIAL DE GRADO
MODELO CRONOESTRATIGRÁFICO SEDIMENTARIO EN
EL ÁREA DE PLATAFORMA DELTANA. COSTAFUERA.
VENEZUELA.
TUTOR ACADÉMICO: Msc. Nubia Santiago
TUTOR INDUSTRIAL: Msc. Nubia Santiago
Presentado ante la Ilustre
Universidad Central de Venezuela
Por la Ing. Cortez B.,
Saileth T.
Para optar al Título
de Magíster en Ciencias Geológicas.
Caracas, 2010
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Caracas, diciembre, 2010
Los abajo firmantes, miembros del Jurado designado por el Consejo de Escuela
Geología, Minas y Geofísica, para evaluar el Trabajo Especial de Grado
presentado por la Ing. Cortez B. Saileth T., titulado:
“Modelo Cronoestratigráfico Sedimentario en el área de Plataforma Deltana.
Costafuera. Venezuela”
Consideran que el mismo cumple con los requisitos exigidos por el plan de
estudios conducente al Título de Magíster en Ciencias Geológicas y sin que ello
signifique que se hacen solidarios con las ideas expuestas por el autor, lo declaran
APROBADO.
Prof. (nombre y apellido) Prof. (nombre y apellido)
Jurado Jurado
MSc. Nubia Santiago MSc. Nubia Santiago
Tutor Académico Tutor Industrial
iv
DEDICATORIA
A la maravillosa familia que Dios me dió…
A Dios por los milagros a diario....
A Qki donde quieras que estés…
v
AGRADECIMIENTOS
A mi mamá por todo, no hay palabras que puedan expresar todo su apoyo y amor.
A la Universidad Central de Venezuela por permitirme formar parte de nuevo de
la casa que vence las sombras.
A PDVSA por brindarme la oportunidad de desarrollarme profesionalmente a lo
largo de todos estos años.
A Nubia mi tutora, amiga, confidente, queridex gracias por todo y por lo que falta.
A mi familia, en especial a mi herma, La Negra (mi sombra), Sahir, Luis Arturo y
Letizia la dueña de mi corazón.
Al Sr. Gróver por sus conocimientos, lucidez y su sentido del humor.
A mis amigos de PDVSA Srta. Faé, Sra. Rocío, Sylvia, Emilys, Yoasmali,
Richard, Carelis, Miller, Asdrulymar, Sandra, Rafael y Francois quienes vivieron
el día a día conmigo a lo largo de todos estos años.
Al Señor Eulogio del Pino por depositar su confianza en mí.
A mis amigos de vida Marinell, Johana, Jennifer, Franco, Luiraima, Eliany y
Alejandro.
A mi familia Dharma y mi guía Sineth.
A mi gordito taicionero Bacci….
vi
Cortez Bastidas Saileth T.
“MODELO CRONOESTRATIGRÁFICO SEDIMENTARIO EN EL ÁREA
DE PLATAFORMA DELTANA. COSTAFUERA. VENEZUELA”
Tutor Académico: Msc. Nubia Santiago. Tutor Industrial: Msc. Nubia
Santiago. Tesis. Caracas, U.C.V. Facultad de Geología, Minas y Geofísica,
Año 2010, 200 pag.
Palabras Claves: Cronoestratigrafía, estratigrafía secuencial, progradación
deltaica, delta del Orinoco, Plioceno-Pleistoceno.
Resumen.
El área de estudio incluye la transición entre tierra y costafuera de la cuenca
oriental de Venezuela y tiene un área aproximada de 48000 km2, específicamente
en la Plataforma Deltana, el cual tiene importantes zonas de hidrocarburos con un
buen número de campos descubiertos de gas, petróleo y condensado entre
Venezuela y Trinidad.
Los sedimentos de edad Plioceno-Pleistoceno del delta del Orinoco tienen un
espesor que excede los 20000 pies, depositados en un margen activo (cuenca de
antepaís),producto de la flexión litosférica de la placa sudamericana en respuesta
al cinturón plegado de Trinidad formado por la colisión oblicua entre las placas
sudamericana y la placa Caribe. Este delta está dominado en el norte por olas y
ríos y al sur dominado por mareas y olas.
La estratigrafía desde el Oligoceno Tardío al Pleistoceno es dominada por el
sucesivo crecimiento de clinoformos al borde de plataforma. El modelo
estratigráfico secuencial establecido incluye 5 tectonosecuencias de segundo
vii
orden (K, A, B, C y D), cinco supersecuencias de tercer orden (C-1, C-2, D-1, D-2
y D-3) y cinco parasecuencias de cuarto orden (D-5a, D5-b, D-5c, D-5d y D-5e).
El cuadro cronoestratigráfico realizado como integración del modelo establecido
en el área de estudio, incluyó un estudio estratigráfico de 21 pozos en el área, de
los cuales 7 fueron estudiados en detalle con bioestratigrafía. Se tomó en cuenta la
interpretación sísmica realizada en un transecto de aproximadamente 300 Kms.
para observar las relaciones geométricas de la cuenca entre el Cretácico y el
Reciente y posterior calibración sísmica pozo.
Las secuencias de cuarto orden están presentes en el Pleistoceno, éstas contienen
las principales acumulaciones de hidrocarburos en el delta las cuales están
caracterizadas por abundantes reservorios clásticos depositados tanto en
ambientes someros como profundos. En el intervalo Plioceno-Pleistoceno
predominan secuencias progradantes con espesores mayores a 6000 pies con
facies que varían considerablemente de arenosas a lutíticas de ambientes
profundos a medida que el delta migró hacia el este.
Las arenas presentes en las secuencias de cuarto orden se caracterizan por tener
entre 100 y 300 metros de espesor y valores de porosidad estimados alrededor de
30%.
viii
INDICE
1.1 PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA .....................................................................16 1.2 OBJETIVOS ................................................................................................................16
1.2.1 OBJETIVO GENERAL............................................................................................16 1.2.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS...................................................................................16
1.3 TRABAJOS PREVIOS ................................................................................................17 1.4 UBICACIÓN DEL AREA DE ESTUDIO ...................................................................20
2 MARCO GEOLÓGICO .....................................................................................................21
2.1 GENERALIDADES DE LA CUENCA ORIENTAL DE VENEZUELA........................................21 2.2 EVOLUCIÓN GEODINÁMICA ..........................................................................................22
2.2.1 Megasecuencia de “prerift” en el Paleozoico tardío..............................................23 2.2.2 Megasecuencia “rift”..............................................................................................23 2.2.3 Megasecuencia del margen pasivo..........................................................................23 2.2.4 Megasecuencia de colisión oblicua.........................................................................25
2.3 ESTRATIGRAFÍA ......................................................................................................26 2.3.1 Formaciones presentes en el área...........................................................................27
2.3.1.1 Formaciones depositadas durante la etapa de margen pasivo ..................................... 27 2.3.1.1.1 GRUPO TEMBLADOR........................................................................................ 27 2.3.1.1.2 Formación Canoa .................................................................................................. 28 2.3.1.1.3 Formación Tigre .................................................................................................... 28 2.3.1.1.4 Formación Barranquín........................................................................................... 28 2.3.1.1.5 Formación El Cantil .............................................................................................. 29 2.3.1.1.6 Formación Querecual ............................................................................................ 29 2.3.1.1.7 Formación San Antonio......................................................................................... 30 2.3.1.1.8 Formación San Juan .............................................................................................. 30 2.3.1.1.9 Formación Vidoño................................................................................................. 31 2.3.1.1.10 Formación Caratas................................................................................................. 32 2.3.1.1.11 Formación Merecure ............................................................................................. 32
2.3.1.2 Formaciones depositadas durante la etapa de margen activo ...................................... 33 2.3.1.2.1 Formación Oficina................................................................................................. 33 2.3.1.2.2 Formación Carapita ............................................................................................... 35 2.3.1.2.3 Formación Freites.................................................................................................. 35 2.3.1.2.4 Formación La Pica................................................................................................. 37 2.3.1.2.5 Formación Las Piedras .......................................................................................... 37 2.3.1.2.6 Formación Mesa .................................................................................................... 38 2.3.1.2.7 Formación Paria .................................................................................................... 38
2.4 GEOLOGIA ESTRUCTURAL....................................................................................39 2.4.1 Provincias estructurales presentes en el área.........................................................39
2.4.1.1 Zona de Punta Pescador este....................................................................................... 40
ix
2.4.1.2 Zona de plataforma pasiva sur central ........................................................................ 40 2.4.1.3 Zona de fallas lístricas ................................................................................................ 41 2.4.1.4 Zona de prisma de acreción de Barbados.................................................................... 42 2.4.1.5 Zona de Fachada Atlántica de Margen Pasivo.............................. 43 2.4.1.6 Contexto geomorfológico del delta del Orinoco .................... 43
3 MARCO TEÓRICO............................................................................................................45
3.1 FUNDAMENTOS SISMOESTRATIGRÁFICOS......................................................................45 3.2 SISTEMAS DEPOSITACIONALES (“DEPOSITIONAL SYSTEMS”) Y SISTEMAS ENCADENADOS
(“SYSTEMS TRACTS”) .................................................................................................................47 3.3 SUPERFICIES ESTRATIGRÁFICAS CLAVES.......................................................................50 3.4 CICLOS ESTRATIGRÁFICOS............................................................................................53 3.5 DELTAS ......................................................................................................................56
3.5.1 CARACTERISTICAS DE UN DELTA .....................................................................56 3.5.1.1 Llanura deltaica .......................................................................................................... 56 3.5.1.2 Frente deltaico ............................................................................................................ 56 3.5.1.3 Prodelta....................................................................................................................... 56
3.5.2 Trampas gravitacionales en deltas..........................................................................57 3.5.2.1 CLASIFICACIÓN DE DELTAS................................................................................ 57 3.5.2.2 Deltas fluvio dominados ............................................................................................. 58 3.5.2.3 Deltas dominados por oleaje....................................................................................... 59 3.5.2.4 Deltas dominados por mareas ..................................................................................... 60 3.5.2.5 Importancia económica de los depósitos deltaicos...................................................... 61
3.6 CARTAS CRONOESTRATIGRÁFICAS ...................................................................61 3.7 EFECTOS DEL CAMBIO CLIMATICO “GREENHOUSE VS. ICEHOUSE” SOBRE
EL NIVEL DEL MAR................................................................................................................62 3.8 CAMBIOS EUSTÁTICOS ..........................................................................................64
4 BASE DE DATOS Y METODOLOGÍA ...........................................................................66
4.1 BASE DE DATOS DE POZOS DISPONIBLES .......................................................................66 4.2 BASE DE DATOS SÍSMICOS DISPONIBLES........................................................................66 4.3 METODOLOGÍA .............................................................................................................67
4.3.1 Análisis estratigráfico .............................................................................................67 4.3.1.1 Validación de topes estratigráficos ............................................................................. 67 4.3.1.2 Análisis de los datos bioestratigráficos ....................................................................... 68 4.3.1.3 Identificación de límites de secuencia SB................................................................... 71 4.3.1.4 Correlaciones estratigráficas....................................................................................... 73
4.4 INTERPRETACIÓN SÍSMICA ............................................................................................73 4.4.1 Integración de la información .................................................................................73
4.4.1.1 Cartas estratigráficas................................................................................................... 73 4.4.1.2 PERFILES DE CARBOLOG ..................................................................................... 74
x
4.4.1.3 Elaboración de mapas paleobatimétricos .................................................................... 75 4.4.2 Estratigrafía secuencial ..........................................................................................75
4.4.2.1 Generación de la carta cronoestratigráfica .................................................................. 76
5 RESULTADOS Y ANÁLISIS DE RESULTADOS ..........................................................77
5.1 ESTILOS ESTRUCTURALES PRESENTES EN EL ÁREA......................................77 5.1.1 Margen Pasivo ........................................................................................................78 5.1.2 Margen activo .........................................................................................................81 5.1.3 Tectónica Gravitacional..........................................................................................82
5.2 MAPAS ESTRUCTURALES......................................................................................84 5.3 MODELO ESTRATIGRÁFICO SECUENCIAL ........................................................88
5.3.1 DESCRIPCIÓN DE SECUENCIAS ........................................................................88 5.3.2 ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL ...........................................................................89
5.3.2.1 Secuencia K ................................................................................................................ 90 5.3.2.2 Secuencia A ................................................................................................................ 92 5.3.2.3 Secuencia B ................................................................................................................ 94 5.3.2.4 Secuencia C ................................................................................................................ 96 5.3.2.5 Secuencia C-1 ............................................................................................................. 96 5.3.2.6 Secuencia C-2 ............................................................................................................. 99 5.3.2.7 Secuencia D .............................................................................................................. 102 5.3.2.8 Secuencias D-1, D-2 y D-3 ....................................................................................... 102 5.3.2.9 Secuencia D-4........................................................................................................... 106 5.3.2.10 Secuencia D-5........................................................................................................... 108
5.4 MODELO PALEOAMBIENTAL..............................................................................110 5.4.1 Cretácico Temprano..............................................................................................111 5.4.2 Cretácico Tardío ...................................................................................................112 5.4.3 Paleoceno y Eoceno ..............................................................................................112 5.4.4 Oligoceno Tardío a Mioceno Temprano ...............................................................113 5.4.5 Mioceno Temprano a Medio .................................................................................115 5.4.6 Mioceno Tardío .....................................................................................................116 5.4.7 Plioceno.................................................................................................................117 5.4.8 Pleistoceno ............................................................................................................119
5.5 CUADRO CRONOESTRATIGRÁFICO GENERADO PARA EL ÁREA DE
ESTUDIO.................................................................................................................................120 5.5.1 Descripción de secuencias ....................................................................................121
5.5.1.1 Basamento ................................................................................................................ 121 5.5.1.2 Margen Pasivo .......................................................................................................... 121 5.5.1.3 Cretácico Superior (Edad 98.9- 65 ma)..................................................................... 122 5.5.1.4 Paleoceno (65- 54.8 ma) y Eoceno (54.8- 33.7 ma).................................................. 123
5.5.2 Margen Activo .......................................................................................................123 5.5.2.1 Oligoceno (33.7-23.8 ma) ......................................................................................... 123
xi
5.5.2.2 Mioceno Inferior (23.8-16.4 ma) y Mioceno Medio (16.4-11.2 ma) ........................ 124 5.5.3 Mioceno Superior (11.2-5.32 ma) .........................................................................125 5.5.4 Secuencia D1-a (Ciclo TB 3.1)..............................................................................125 5.5.5 Plioceno Inferior ...................................................................................................126
5.5.5.1 (Zancleense 5.32- 3.58 ma)....................................................................................... 126 5.5.6 Plioceno Superior..................................................................................................127
5.5.6.1 (Piaciense 3.58-2.60 ma) .......................................................................................... 127 5.5.6.2 (Gelasiense 2.60- 1.77 ma) ....................................................................................... 127 5.5.6.3 Pleistoceno (Calabriense 1.77- 0.95 ma e Ioniense 0.95- 0 ma)............................... 127
5.6 PROGRADACIÓN DELTAICA Y SU RELACIÓN CON LA DISTRIBUCIÓN DE
RESERVORIOS.......................................................................................................................128 5.7 POSIBLES TRAMPAS ESTRUCTURALES Y ESTRATIGRÁFICAS
IDENTIFICADAS....................................................................................................................131 OPORTUNIDADES ................................................................................................................132
6 CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES...............................................................133
7 BIBLIOGRAFIA ...............................................................................................................136
xii
LISTA DE CUADROS Y GRÁFICOS
Figura 2.1. Provincias fisiográficas y cuencas sedimentarias presentes en la cuenca Oriental de
Venezuela, incluyendo la Plataforma Deltana en costafuera. (Tomado y modificado de Di
Croce et al., 1999) .................................................................................................................22 Figura 2.2. Carta de correlación estratigráfica en sentido Norte -Sur a lo largo de Venezuela
Oriental, desde el río Orinoco hasta la Serranía del Interior. (Parnaud, et al., 1995).........25 Figura 2.3. Tabla estratigráfica general donde se observa la cronoestratigrafía, fases tectónicas,
secuencia estratigráfica y mayores límites de secuencia durante la evolución de la cuenca
Oriental de Venezuela (tomado y modificado de Di Croce et al. 1999) ................................26 Figura 2.4. Zonas y diferentes estilos estructurales principales establecidas para la Plataforma
Deltana (tomado y Modificado de PDVSA, 2000)................................................................42 Figura 2.5. Morfología del delta del Orinoco y analogías con otros deltas. (Tomado de Warne, et
al. 2002).................................................................................................................................44 Figura 3.1. Reflexiones de una sección sismo-estratigráfica dentro de una secuencia sísmica
idealizada. Tomado de Vail y Mitchum (1977)......................................................................46 Figura 3.2. Relación entre la arquitectura cronoestratigráfica y el ambiente depositacional. Esta
figura muestra la relación existente entre los tres factores que controlan la arquitectura de
la cuenca, ellos son el aporte de los sedimentos, los cambios eustáticos del nivel del mar y la
subsidencia ( Vail, 1987, Tomado de Miall, 1997). ..............................................................47 Figura 3.3. Representa una sección estratigráfica para secuencias siliciclásticas. Se muestran
cuatro sistemas sedimentarios, los ambientes depositacionales y la relación entre la
subsidencia y la eustacia. Tomado de Miall (1997). .............................................................49 Figura 3.4. Muestra esquemáticamente la definición de discontinuidades Tipo 1 y 2. Por Vail ,
1984, Tomado de Miall 1997.................................................................................................52 Figura 3.5. Modelo Tectónico de sedimentación en cuencas antepaís. Tomado de Miall (2000). 52 Figura 3.6. Comparación de la distribución y arquitectura de los sistemas encadenados y
depositacionales para una cuenca de margen pasivo (A) y una cuenca de Foreland (B).
Swift et al. (1987) en Miall (1997).........................................................................................54 Figura 3.7. Jerarquizaron de los ciclos estratigráficos. Tomado de Emery y Myers (1996)..........55 Figura 3.8. Partes de un delta (Reynolds, 1996 en Buatois, 2008).................................................57 Figura. 3.9. Morfología de un delta dominado por procesos fluviales. (Tomado de Buatois. 2008)
...............................................................................................................................................58 Figura. 3.10. Morfología de un delta dominado por oleaje. (Tomado de Buatois. 2008) ..............59 Figura. 3.11. Morfología de un delta dominado por mareas. (Tomado de Buatois. 2008) ............60 Figura 3.12. Geometría estratigráfica mostrando las secuencias y principales discontinuidades
del registro geológico. (Mitchum, 1977) ...............................................................................62
xiii
Figura 3.13. Carta cronoestratigráfica o Diagrama de Wheeler. (Mitchum, 1977).......................62 Figura 3.14. Intervalos climáticos establecidos por Fischer (1981) y Zachos et al. (1994) en Steel
(2010) ....................................................................................................................................63 Figura 4.1. Ubicación de los pozos claves utilizados para el estudio.............................................66 Tabla. 4.1. Ubicación de los levantamientos 3D.............................................................................67 Figura 4.2. Ubicación de la sísmica 2D y 3D utilizada para el estudio. ........................................67 Figura 4.3. Flujo de trabajo realizado para la determinación de edades. .....................................68 Figura 4.4. Rangos bioestratigráficos para la zona de Trinidad. (Tomado de Wood, 2000) .........71 Figura 4.5. Carta de secuencias cronoestratigráficas. Haq et al. (1988).....................................72 Figura 5.1 Rasgos estructurales mayores. Interacción de las placas Caribe y Suramérica (Adan
et al., 2001)............................................................................................................................78 Figura 5.2. Fallas normales planares que afectan la sección Oligoceno-Cretácico. Area Las
Piedritas, N70°E....................................................................................................................79 Figura 5.3 Sistemas de fallas de la secuencia Oligoceno-Cretácico. Aplicación de atributo de
coherencia a los datos sísmicos 3D.......................................................................................80 Figura 5.4. Sección ubicada en la Zona Abisal Atlántica de Venezuela.........................................81 Figura 5.6. Ubicación de estilos estructurales de las secuencias Terciarias. ................................82 Figura 5.7 Sistema gravitacional de Costa Afuera. Fallas lístricas de campos Lorán y Cocuina, y
plegamiento de punta pie.......................................................................................................82 Figura 5.8 Sistema de fallas lístricas del área de Las Piedritas, afectando secuencias intra-
miocenas las cuales están remarcadas en color verde. .........................................................84 Figura 5.10. Mapa de calidad del dato de los pozos claves con información bioestratigráfica
disponibles para el área de estudio. ......................................................................................88 Figura 5.11. Columna estratigráfica secuencial establecida para el área de estudio....................89 Figura 5.12. Especies marcadoras de edad presentes en el área de estudio. .................................90 Figura 5.13. Patrones de apilamiento en el pozo 1, secuencia K.(Ver Anexo 10 para mayor
detalle)...................................................................................................................................91 Figura 5.14. Patrones de apilamiento en el pozo 1, secuencia A. ..................................................93 Figura 5.15. Litología y curvas en las secuencia B en el pozo 1. ...................................................96 Figura 5.16. Perfil de Carbolog del pozo 10. .................................................................................97 Fig. 5.17. Perfil de Carbolog del pozo 11.......................................................................................98 Figura. 5.19. Carta cronoestratigráfica del pozo 9 (Anexo 11). Secuencias D-1, D-2 y D-3 de edad
Mioceno Tardío. ..................................................................................................................104 Figura 5.20. Secuencia deltaica progradante en los pozos del Plioceno -Pleistoceno.................108 Figura 5.21. Mapa paleoambiental para el Cretácico Temprano en el área de estudio.(Tomado y
modificado de PECA, 2000). ...............................................................................................111 Figura 5.22. Mapa paleoambiental para el Cretácico Tardío en el área de estudio..(Tomado y
modificado de PECA, 2000). ...............................................................................................112
xiv
Figura 5.23. Mapa paleoambiental para el Paleoceno-Eoceno en el área de estudio.(Tomado y
modificado de PECA, 2000). ...............................................................................................113 Figura 5.24. Mapa paleoambiental para el Oligoceno Tardio a Mioceno Temprano en el área de
estudio. (Tomado y modificado de PECA, 2000).................................................................114 Figura 5.25. Mapa paleoambiental para el Mioceno Temprano a Medio en el área de estudio.
(Tomado y modificado de Santiago et al., 2009). ................................................................115 Figura 5.26. Mapa paleoambiental para el Mioceno Tardío en el área de estudio. .(Tomado y
modificado de PECA, 2000). ...............................................................................................117 Figura 5.27. Mapa paleoambiental para el Plioceno en el área de estudio. .(Tomado y modificado
de PECA, 2000). ..................................................................................................................119 Figura 5.28. Mapa paleoambiental para el Pleistoceno en el área de estudio. (Tomado y
modificado de PECA, 2000). ...............................................................................................120 Figura 5.30. Correlación estratigráfica regional mostrando la migración del delta de oeste a
este.(VER ANEXO 18 PARA MAYOR DETALLE)...............................................................131
xv
ANEXOS
ANEXO 1. MAPA ESTRUCTURAL EN PROFUNDIDAD DE LA BASE DEL
CRETÁCICO (TOP-1).
ANEXO 2. MAPA ESTRUCTURAL EN PROFUNDIDAD DEL OLIGOCENO
(TOP-4).
ANEXO 3. MAPA ESTRUCTURAL EN PROFUNDIDAD DEL MIOCENO
TARDÍO (TOP-9).
ANEXO 4. MAPA ESTRUCTURAL EN PROFUNDIDAD DEL TOPE INTRA-
PLIOCENO (TOP-11).
ANEXO 5. MAPA ESTRUCTURAL EN PROFUNDIDAD DEL TOPE
PLIOCENO (TOP-13).
ANEXO 6. MAPA ESTRUCTURAL EN PROFUNDIDAD DEL INTRA-
PLEISTOCENO (TOP-17).
ANEXO 7. TRANSECTO SÍSMICO REGIONAL ESTE OESTE A-A’.
ANEXO 8. TRANSECTO SÍSMICO NORTE SUR (COSTAFUERA) B-B’.
ANEXO 9. TRANSECTO SÍSMICO NORTE SUR (TIERRA) C-C’.
ANEXO 10. RESUMEN ESTRATIGRÁFICO POZO 1.
ANEXO 11. RESUMEN ESTRATIGRÁFICO POZO 2.
ANEXO 12. RESUMEN ESTRATIGRÁFICO POZO 10.
ANEXO 13. RESUMEN ESTRATIGRÁFICO POZO 11.
ANEXO 14. RESUMEN ESTRATIGRÁFICO POZO 9.
ANEXO 15. RESUMEN ESTRATIGRÁFICO POZO 4.
ANEXO 16. RESUMEN ESTRATIGRÁFICO POZO 3.
ANEXO 17. CUADRO CRONOESTRATIGRÁFICO REGIONAL ESTE-
OESTE.
ANEXO 18. CORRELACIÓN ESTRATIGRÁFICA REGIONAL ESTE OESTE.
16
CAPITULO I.
INTRODUCCIÓN
1.1 PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA
A pesar de que se han realizado varios estudios estratigráficos-estructurales de
interés, en el área no existe un modelo integrado (estructural, estratigráfico,
sedimentológico y paleoambiental) que sirva de marco regional para documentar
la distribución de nuevos reservorios en el área. Este estudio pretende establecer
un marco cronoestratigráfico-sedimentario a través de un transecto regional que
correlacione datos de tierra desde Las Piedritas y Delta Centro hasta la Plataforma
Deltana (Costa Afuera) y permita observar las variaciones laterales de facies y
sistemas depositacionales que se desarrollan principalmente en el intervalo Plio-
Pleistoceno. Esto proporcionará a su vez un mayor entendimiento de las
relaciones estratigráficas para documentar futuras oportunidades exploratorias,
especialmente aquellas que tengan componente estratigráfico de interés.
1.2 OBJETIVOS
1.2.1 OBJETIVO GENERAL
El objetivo general del trabajo es el de establecer un marco cronoestratigráfico-
sedimentario en el intervalo Plioceno-Pleistoceno en el área comprendida entre
Delta Centro y Plataforma Deltana de Costa Afuera en Venezuela que permita
documentar la distribución de reservorios en el área.
1.2.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS
Los objetivos específicos de este estudio son los siguientes:
17
a) Establecer topes cronoestratigráficos a partir de la información en el área.
b) Identificar ambientes depositacionales y análisis paleoambiental.
c) Calibrar los datos sísmica-pozo a través de un transecto utilizando pozos
de tierra y pozos en costa afuera.
d) Generar correlaciones estratigráficas confiables dentro del área de estudio.
e) Identificar los diferentes estilos estructurales presentes en el área a través
de un transecto sísmico regional.
f) Unificación de los datos estratigráficos disponibles para generar el cuadro
cronoestratigráfico del área, en el intervalo de interés.
1.3 TRABAJOS PREVIOS
Entre los años 1978 y 1983 se realizó la perforación de los pozos Guarao-1 y
Orinoco-1, ubicados en la región sur-central del área de la Plataforma Deltana, los
cuales perforaron sedimentos cretácicos clásticos continentales y terciarios de
origen marino profundo, estos pozos no descubrieron hidrocarburos; y los pozos
Tajalí-1X, Lorán-1X y Cocuina-1X ubicados en el sector nororiental del área de
estudio que sí descubrieron gas, principalmente en el Pleistoceno. Aspectos varios
(geológicos, micropaleontológicos y geofísicos) son tratados en reportes
operacionales individuales, así como en reportes de estudios integrados generados
posteriormente por Lagoven- Amoco en 1994.
Lagoven-Amoco (1994) realizó un estudio geológico integrado de Costafuera
Venezuela Oriental y el suroeste de Trinidad usando datos de 13 pozos de
Trinidad y Venezuela. Fueron identificados 79 prospectos de gas con expectativas
aproximadas de 20.4 TCF.
Di Croce (1995) realiza un estudio regional a lo largo de toda la cuenca Oriental
de Venezuela y su continuación hacia Costa Afuera estableciendo fases tectónicas,
secuencias estratigráficas y límites de secuencia de alta jerarquía desde el
Cretácico hasta el Reciente, definiendo unidades de segundo y tercer orden
numeradas de I a VIII.
18
Gonzales et al. (1996) establecieron una base regional de la estratigrafía
secuencial en la cuenca Oriental de Venezuela utilizando líneas sísmicas,
correlaciones y cartas estratigráficas con el fin de determinar áreas prospectivas.
Pocknall et al. (1996) exponen claramente la relación edad-ambientes
depositacionales del área en el Plio-Pleistoceno en el trabajo titulado “Integrated
Paleontological Studies of Pliocene Pleistocene Deposits of Orinoco delta, Eastern
Venezuela and Trinidad”.
Wood (2000) publicó el trabajo titulado “Chronostratigraphy and
Tectonostratigraphy of the Columbus Basin, Eastern Offshore Trinidad”
específicamente en la cuenca Columbus, la cual constituye la prolongación este
de la cuenca Oriental de Venezuela. La interpretación de información
bioestratigráfica y de registros eléctricos de 41 pozos fue integrada con líneas
sísmicas para definir unidades estratigráficas en el Plioceno-Pleistoceno.
Menciona que el río Orinoco ha sido la principal fuente de sedimentos desde el
Mioceno Medio, siendo el responsable del relleno de lo que hoy constituye la
cuenca Columbus, observando que la relación que se establece entre los procesos
extensivos, las altas tasas de sedimentación y los cambios en el nivel del mar,
crean un contexto estratigráfico bastante complejo.
Cabrera et al. (2001) realizan el estudio bioestratigráfico integrado de los pozos
Tajalí-1X, Lorán-1X y Cocuina-1X con el fin de refinar el marco
bioestratigráfico, así como también determinar condiciones paleoceanográficas y
paleoambientales que pudieran incidir o controlar la dinámica sedimentaria en el
área, la columna estratigráfica de este estudio comprende del Mioceno Tardío al
Pleistoceno.
Marcano (2001) definió las unidades estratigráficas de la secuencia Mioceno
Superior - Pleistoceno en el área de Plataforma Deltana utilizando los pozos TJL-
1X, DOR-1X y DOR-2X.
19
Cortez (2002) realizó el estudio palinoestratigráfico del delta del Orinoco del
Plioceno-Pleistoceno aplicando palinociclos; determinó un total de ocho
palinociclos los cuales fueron correlacionados con los ciclos eustáticos de tercer
orden propuestos por Haq et al. (1987). Para el Mioceno Tardío se determinó el
TB3: 3.3, para el Plioceno TB3: 3.4, 3.5, 3.6 y 3.8, y para el Pleistoceno: TB3:
3.9.
Sánchez et al. (2004) realizaron un estudio en el área de Plataforma Deltana con el
objetivo de elaborar un marco cronolitoestratigráfico para establecer correlaciones
en el subsuelo, así como determinar condiciones paleoambientales que pudieran
incidir o controlar la dinámica sedimentaria en el área en el Mioceno Tardío-
Pleistoceno.
Santiago, et al. (2007) integraron datos estratigráficos, sísmicos, petrofísicos y
geoquímicos con el fin de definir un modelo geológico integrado de los campos
Tácata, Tacat, Pato y otros aledaños. El modelo sedimentológico del Mioceno
Inferior para el área de Tácata se caracteriza por cuñas de sedimentos clásticos,
producto de una sedimentación de complejo deltaico dominado por olas, seguida
por una sedimentación de plataforma producto de la trasgresión de finales del
Mioceno Inferior hasta el Mioceno Medio.
Santiago et al. (2009) AAPG establecieron una nueva interpretación estratigráfica
del Oligoceno Tardío a Mioceno Temprano utilizando datos de 45 pozos y 5725
pies de núcleos donde se estableció un nuevo modelo de desarrollo de complejo
deltaico con quiebre de plataforma localizado al norte del frente de deformación.
Cortez et al. (2010) explicó el modelo paleoambiental de la Plataforma Deltana
relacionando las etapas tectonoestratigráficas con los períodos del cambio
climático, etapa de margen pasivo relacionada con “greenhouse” y margen activo
con “icehouse”.
20
1.4 UBICACIÓN DEL AREA DE ESTUDIO
La Plataforma Deltana comprende la región costa afuera ubicada al este del delta
del Orinoco y al sur de Trinidad, la cual limita al sur con la costa del estado
Bolívar y la zona en reclamación del Esequibo y se extiende hacia el este dentro
del Océano Atlántico. Cubre un área aproximadamente de 30000 km2 entre las
longitudes 64° y 58° oeste y las latitudes 8° y 11° norte.
Este estudio fue extendido hacia el oeste para incluir el área de Las Piedritas y así
tener un mejor entendimiento de las relaciones estratigráficas presentes a través de
tres transectos regionales, uno este-oeste de aproximadamente 383 km de largo, y
dos norte-sur, uno en tierra de 30 km y el otro en costa-afuera de 67 km de largo.
El área está limitada por la península y el golfo de Paria al norte, el escudo de
Guyana al sur, el campo petrolífero de Las Piedritas al oeste y se prolonga al este
hacia 200 km aproximadamente de la costa. El área total cubre una superficie
aproximada de 48.000 Km2 (Figura 1.1).
Figura 1.1. Ubicación del área de estudio
Las PiedritasDelta Centro
Fachada Atlántica
Punta Pescador
Área de Estudio
Escudo de Guyana
Golfode Paria
Las PiedritasDelta Centro
Fachada Atlántica
Punta Pescador
Área de Estudio
Escudo de Guyana
Golfode Paria
21
CAPíTULO II
2 MARCO GEOLÓGICO
2.1 Generalidades de la Cuenca Oriental de Venezuela
La cuenca Oriental de Venezuela está situada en la zona centro-este de Venezuela
formando una depresión topográfica y estructural, limitada al sur por el curso del
río Orinoco desde la desembocadura del río Arauca, hacia el este hasta Boca
Grande, siguiendo de modo aproximado el borde septentrional del Cratón de
Guayana, al oeste por el levantamiento de El Baúl y su conexión estructural con el
mencionado cratón, que sigue aproximadamente el curso de los ríos Portuguesa y
Pao, y al norte, por la línea que demarca el piedemonte meridional de la Serranía
del Interior Central y Oriental. Hacia el este la cuenca continúa por debajo del
Golfo de Paria, incluyendo la parte situada al sur de la cordillera septentrional de
la isla de Trinidad y se hunde en el Atlántico al este de la costa del delta del
Orinoco. En Venezuela esta depresión tiene una longitud aproximada de 800 km
en sentido oeste-este, una anchura promedio de 200 km de norte a sur y un área
total aproximada de 165000 km2 en los estados Guárico, Anzoátegui, Monagas y
Territorio Delta Amacuro y una extensión menor en el estado Sucre (González de
Juana et al., 1980).
El área total de la cuenca incluyendo costafuera es de aproximadamente 200000
km2 de forma elongada y asimétrica. La cuenca contiene sedimentos cretácicos y
terciarios que ocupan un espesor mayor a 8 km. Esta cuenca se divide en dos
subcuencas: la subcuenca de Guárico al oeste y la subcuenca de Maturín al este.
El límite que separa estas subcuencas es el sistema de fallas de Urica. Hacia el sur
estas subcuencas están separadas por estructuras complejas y de inversión
asociadas al sistema de fallas de Anaco. La continuación hacia costafuera de la
cuenca es la Plataforma del Orinoco o Plataforma Deltana la cual hacia el sur está
combinada con el margen pasivo suratlántico de Guyana. (Di Croce et al., 1999).
Figura 2.1.
22
Figura 2.1. Provincias fisiográficas y cuencas sedimentarias presentes en la cuenca Oriental de
Venezuela, incluyendo la Plataforma Deltana en costafuera. (Tomado y modificado de Di
Croce et al., 1999)
2.2 Evolución Geodinámica
Parnaud et al. (1995) definen cuatro megasecuencias para el desarrollo de la
cuenca Oriental de Venezuela:
a) Una fase de “prerift” en el Paleozoico tardío.
b) Una fase de “sinrift” durante el Jurásico.
c) Una fase de margen pasivo durante el Cretácico hasta el Oligoceno.
d) Una fase final durante la colisión oblicua en el Neógeno y Cuaternario
dando como resultado la formación de la Serranía del Interior y la
transformación del margen pasivo en una cuenca de antepaís (o cuenca
“foreland”). Esta colisión de la placa del Caribe con la placa
Suramericana fue diacrónica con un desplazamiento progresivo de
oeste a este. (Stephan et al. 1985).
Profundidad hasta el basamento en miles de pies
CUENCA
ESCUDO ESCUDO DEDE
ARCO DE EL BAUL
ARCO DE EL BAUL
M A R C A R I B EM A R C A R I B E
SUB CUENCA DE GUARICOSUB CUENCA DE GUARICO
CUENCA ORIENTAL DE VENEZUELACUENCA ORIENTAL DE VENEZUELA
PLATAFORMA PLATAFORMA DELTANADELTANA
OCEANO ATLANTICO
OCEANO ATLANTICOCUENCA DECUENCA DE
IFIF
SUBCUENCA DE MATURINSUBCUENCA DE MATURIN
Leyenda: AF= Falla de Anaco, BAP= Prisma de acreción de Barbados, BF= Falla de Boconó,EPF= Falla del Pilar, IF= Falla de Icotea, LBF= Falla Los Bajos, SFF= Falla de San Francisco,SER. INT= Serranía del Interior, OF= Falla de Oca, ODF= Frente de deformación de Monagas,
UF= Falla de Urica , CP= Corrimiento de Pirital .
Ubicación del área de estudio
5Falla
Frente de deformación
CUENCA
ESCUDO ESCUDO DEDE
ARCO DE EL BAUL
ARCO DE EL BAUL
M A R C A R I B EM A R C A R I B E
SUB CUENCA DE GUARICOSUB CUENCA DE GUARICO
CUENCA ORIENTAL DE VENEZUELACUENCA ORIENTAL DE VENEZUELA
PLATAFORMA PLATAFORMA DELTANADELTANA
OCEANO ATLANTICO
OCEANO ATLANTICOCUENCA DECUENCA DE
IFIF
SUBCUENCA DE MATURINSUBCUENCA DE MATURIN
CUENCA
ESCUDO ESCUDO DEDE
ARCO DE EL BAUL
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M A R C A R I B EM A R C A R I B E
SUB CUENCA DE GUARICOSUB CUENCA DE GUARICOCUENCA DECUENCA DE
IFIF
SUBCUENCA DE MATURINSUBCUENCA DE MATURIN
CUENCA
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ARCO DE EL BAUL
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SUB CUENCA DE GUARICOSUB CUENCA DE GUARICO
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CUENCA DECUENCA DE
IFIF
SUBCUENCA DE MATURINSUBCUENCA DE MATURIN
Leyenda: AF= Falla de Anaco, BAP= Prisma de acreción de Barbados, BF= Falla de Boconó,EPF= Falla del Pilar, IF= Falla de Icotea, LBF= Falla Los Bajos, SFF= Falla de San Francisco,SER. INT= Serranía del Interior, OF= Falla de Oca, ODF= Frente de deformación de Monagas,
UF= Falla de Urica , CP= Corrimiento de Pirital .
Ubicación del área de estudio
5Falla
Frente de deformación
Leyenda: AF= Falla de Anaco, BAP= Prisma de acreción de Barbados, BF= Falla de Boconó,EPF= Falla del Pilar, IF= Falla de Icotea, LBF= Falla Los Bajos, SFF= Falla de San Francisco,SER. INT= Serranía del Interior, OF= Falla de Oca, ODF= Frente de deformación de Monagas,
UF= Falla de Urica , CP= Corrimiento de Pirital .
Ubicación del área de estudio
5Falla
Frente de deformación
Profundidad hasta el basamento en miles de piesProfundidad hasta el basamento en miles de pies
CUENCA
ESCUDO ESCUDO DEDE
ARCO DE EL BAUL
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SUB CUENCA DE GUARICOSUB CUENCA DE GUARICO
CUENCA ORIENTAL DE VENEZUELACUENCA ORIENTAL DE VENEZUELA
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OCEANO ATLANTICO
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SUBCUENCA DE MATURINSUBCUENCA DE MATURIN
Leyenda: AF= Falla de Anaco, BAP= Prisma de acreción de Barbados, BF= Falla de Boconó,EPF= Falla del Pilar, IF= Falla de Icotea, LBF= Falla Los Bajos, SFF= Falla de San Francisco,SER. INT= Serranía del Interior, OF= Falla de Oca, ODF= Frente de deformación de Monagas,
UF= Falla de Urica , CP= Corrimiento de Pirital .
Ubicación del área de estudio
5Falla
Frente de deformación
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SUBCUENCA DE MATURINSUBCUENCA DE MATURIN
Leyenda: AF= Falla de Anaco, BAP= Prisma de acreción de Barbados, BF= Falla de Boconó,EPF= Falla del Pilar, IF= Falla de Icotea, LBF= Falla Los Bajos, SFF= Falla de San Francisco,SER. INT= Serranía del Interior, OF= Falla de Oca, ODF= Frente de deformación de Monagas,
UF= Falla de Urica , CP= Corrimiento de Pirital .
Ubicación del área de estudio
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Frente de deformación
Leyenda: AF= Falla de Anaco, BAP= Prisma de acreción de Barbados, BF= Falla de Boconó,EPF= Falla del Pilar, IF= Falla de Icotea, LBF= Falla Los Bajos, SFF= Falla de San Francisco,SER. INT= Serranía del Interior, OF= Falla de Oca, ODF= Frente de deformación de Monagas,
UF= Falla de Urica , CP= Corrimiento de Pirital .
Ubicación del área de estudio
5Falla
Frente de deformación
Profundidad hasta el basamento en miles de pies
23
2.2.1 Megasecuencia de “prerift” en el Paleozoico
Tardío
La fase de “prerift” fue desarrollada durante el Paleozoico. En esta fase se
sedimentaron las formaciones Hato Viejo y Carrizal de la subcuenca de Guárico
las cuales fueron depositadas en un ambiente que varía de nerítico a costero;
ambas son datadas con una edad Cámbrico. La secuencia encontrada a través de
perforaciones está compuesta principalmente de areniscas que varían de grano
fino a grano grueso, ligeramente calcáreas e intercaladas con conglomerados y
lutitas verdosas. (Parnaud et al. 1995).
2.2.2 Megasecuencia “rift”
Esta megasecuencia “rift” fue desarrollada durante el Jurásico Tardío y Cretácico
Temprano y ha sido descrita como la Formación La Quinta hacia el oeste en el
área del lago de Maracaibo. En la cuenca Oriental de Venezuela esta fase está
caracterizada por la presencia del graben de Espino. Este graben de edad jurásica
fue rellenado con capas rojas intercaladas con flujos de basalto. (González de
Juana et al. 1980). Los depósitos jurasicos en la cuenca Oriental de Venezuela
reciben el nombre de la Formacion Ipire y el basalto recibe el nombre de Basalto
de Altamira.
2.2.3 Megasecuencia del margen pasivo
La megasecuencia del margen pasivo formado durante el Cretácico y el Paleógeno
está caracterizada por tres fases transgresivas desarrolladas de norte a sur durante
el Turoniense, Paleoceno-Eoceno Temprano y en el Oligoceno Temprano
respectivamente.
La fase transgresiva inicial comienza con la depositación de areniscas basales de
la Formación Barranquín de edad Barremiense (Von der Osten, 1957). El máximo
24
avance de la transgresión es marcado por la depositación de carbonatos de
plataforma que son diacrónicos en dirección norte- sur dentro de la cuenca. Esta
transgresión es definida como una secuencia cretácica intermedia. En el área del
Pilar, estas calizas corresponden al nivel superior de la Formación Barranquín de
edad Barremiense y más al sureste a la Formación El Cantil de edad Albiense. En
el área el Furrial, estas calizas son de edad Aptiense-Turoniense y pertenecen a las
formaciones El Cantil, Querecual y San Antonio. A finales del Albiense se inicia
en el este de Venezuela y de manera diacrónica hacia el oeste, la invasión marina
que llegó a cubrir extensas zonas hacia el sur del país, las cuales se mantenían
como áreas expuestas a la erosión desde finales del Jurásico o incluso desde
finales del Paleozoico. Esta invasión marina coincide con el pulso mundial
transgresivo del Cretácico Tardío responsable de la sedimentación de calizas,
lutitas y ftanitas ricas en materia orgánica, estas rocas se conocen como las
formaciones Querecual y San Antonio (Grupo Guayuta). El máximo de
transgresión se estima que ocurrió entre el Turoniense y el Campaniense (72-91
Ma.). En la parte sureste de la cuenca estos estratos pertenecen a la Formación
Tigre e indican el máximo avance de la transgresión durante el Turoniense.
La próxima transgresión durante el período Paleoceno-Eoceno está representada
por la Formación San Juan; siguiendo la depositación de sedimentos finos de talud
continental (hemipelágicos) de la Formación Vidoño y los más arenosos de la
Formación Caratas.
La transgresión final durante esta fase fue desarrollada durante el Oligoceno con
la depositación de areniscas basales de la Formación Merecure en el subsuelo del
flanco sur de la subcuenca de Maturín, donde siguiendo el principio de
diacronismo su edad se asigna como más joven (Mioceno) y cambia de facies
hacia el norte representado por las formaciones Los Jabillos (clásticos arenosos de
ambientes diversos), Areo (clásticos finos y glauconíticos marinos) y parte de
Naricual que incluye clásticos arenosos y pelíticos de ambiente fluvio-costeros y
marino someros.
25
2.2.4 Megasecuencia de colisión oblicua
La megasecuencia de margen pasivo finaliza durante el Oligoceno por la colisión
oblicua entre la Placa del Caribe y la Placa Suramericana y el cambio del margen
pasivo a una cuenca activa de tipo antepaís. En el propio “foredeep” fue
depositado el espesor de lutitas perteneciente a la Formación Carapita de carácter
lutítico, esta formación es mayormente suprayacente a reservorios de edad
Oligoceno- Mioceno (formaciones Oficina y Freites).
La fase final de la cuenca de antepaís culmina con los depósitos de las
formaciones La Pica y Las Piedras representativas de ambientes entre marino
somero a continental. El espesor máximo acumulado durante la megasecuencia de
colisión oblicua es aproximadamente de 6000 m. (Parnaud et al., 1995).
Finalmente el ciclo sedimentario culmina con las terrazas pleistocenas de la
Formación Mesa y los aluviones recientes (WEC, 1997).
Figura 2.2. Carta de correlación estratigráfica en sentido Norte -Sur a lo largo de Venezuela
Oriental, desde el Río Orinoco hasta la Serranía del Interior. (Parnaud, et al., 1995)
26
Di Croce (1995); propone 3 fases estratigráficas: pre-Cretácico (prerift y rift);
Cretácico – Paleógeno (margen pasivo); Neógeno (desarrollo del foredeep). En la
figura 2.3 se resumen estas fases.
Figura 2.3. Tabla estratigráfica general donde se observa la cronoestratigrafía, fases tectónicas,
secuencia estratigráfica y mayores límites de secuencia durante la evolución de la cuenca
Oriental de Venezuela (tomado y modificado de Di Croce et al. 1999)
2.3 ESTRATIGRAFÍA
La historia sedimentaria de la cuenca es simple y puede ser dividida en dos etapas,
la primera correspondiente a una etapa de margen pasivo y la segunda al margen
activo. El margen pasivo muestra un tipo de relleno estilo Atlántico que ocurre
desde el Jurásico hasta el Paleógeno. Durante este tiempo, la espesa secuencia
cretácica (más de 10000 pies) fue depositada en un ambiente parálico continental
desde el sur-suroeste de la plataforma, gradando paulatinamente a ambientes
marinos hacia el norte. Es importante resaltar que durante el Cretácico,
específicamente en el norte, se depositaron las rocas madres correspondientes a
las formaciones Querecual/ Naparima Hill/ Gautier en un ambiente marino. Las
unidades paleógenas sugieren una depositación en una cuenca con poca
sedimentación, representada por una fase regresiva que comenzó en el Cretácico
EDAD FASEESTRATIGRAFIA SECUENCIA ESTRATIGRAFICA
CRETACICO
TER
CIA
RIO
JURASICO
PALEOZOICO
PRECAMBRICO
Q PLEISTOCENO
PLIOCENO
OLIGOCENO
MIOCENO
EOCENOPALEOCENO
COSTAFUERAUNIDADES SB MFSEDAD FASE
ESTRATIGRAFIA SECUENCIA ESTRATIGRAFICA
CRETACICO
TER
CIA
RIO
JURASICO
PALEOZOICO
PRECAMBRICO
Q PLEISTOCENO
PLIOCENO
OLIGOCENO
MIOCENO
EOCENOPALEOCENO
COSTAFUERAUNIDADES SB MFSEDAD FASE
ESTRATIGRAFIA SECUENCIA ESTRATIGRAFICA
CRETACICO
TER
CIA
RIO
JURASICO
PALEOZOICO
PRECAMBRICO
Q PLEISTOCENO
PLIOCENO
OLIGOCENO
MIOCENO
EOCENOPALEOCENO
COSTAFUERAUNIDADES SB MFS
27
Tardío. Esta regresión puede estar asociada al levantamiento periférico de una
cuenca de antepaís que comenzó durante este tiempo en la cuenca Centro-Oriental
de Venezuela.
El margen activo dentro de la Plataforma Deltana muestra el avance de la cuenca
Oriental de Venezuela hacia el este. Al inicio de la formación de la cuenca
antepaís se generó un aumento en la tasa de subsidencia generando espacio libre
para acomodar sedimentos. En este tiempo el delta del Orinoco produjo su
máximo influjo de sedimentos permitiendo un aumento considerable de espesor,
cercano a los 20000 pies. La alta tasa de sedimentación junto con el amplio
espacio para acomodar sedimentos, fueron los principales factores que crearon
inestabilidad y por consecuencia la formación y desarrollo de las fallas lístricas.
(PECA, 2000)
2.3.1 Formaciones presentes en el área
A continuación se describen las formaciones presentes en la cuenca Oriental de
Venezuela en orden de depositación según el CIEN (1997), en cada una de ellas se
describe litología, edad y ambiente, en algunos casos se nombra el equivalente
con las formaciones en Trinidad.
2.3.1.1 Formaciones depositadas durante la etapa de
margen pasivo
2.3.1.1.1 GRUPO TEMBLADOR
El Grupo Temblador se compone de dos formaciones: La Formación Canoa de
edad Albiense y la Formación Tigre de edad Cenomaniense a Maastrichtiense.
28
2.3.1.1.2 Formación Canoa
Kiser (1987) describió a la Formación Canoa en el área de Boyacá (Faja
Petrolífera del Orinoco). Está constituida por arenas fluviales masivas, no
consolidadas. Se le considera de edad Cretácico Temprano (Albiense), la
presencia de conglomerados y restos de plantas, sugiere su depositación en
ambientes continentales (Hedberg et al., 1947). Según Sinanoglu (1984) el
ambiente sedimentario es fluvial, probablemente asociado a "point bar", de aguas
llanas no-marinas "sub-areal", bajo clima árido y una topografía plana.
2.3.1.1.3 Formación Tigre
La presencia en forma persistente de un nivel de calizas en la región de Guárico
(Patterson y Wilson, 1953) ha dado lugar a una división de la formación en tres
miembros: Miembro La Cruz (inferior), Miembro Infante y Miembro Guavinita.
Cabrera y Villain (1987) según estudios de foraminíferos y nanoplancton en siete
pozos del norte de Guárico, determinaron la edad de la Formación Tigre como
Turoniense-Maastrichtiense, con un hiatus en el Miembro Guavinita que aparenta
comprender el Campaniense. La fauna encontrada en el Miembro Guavinita indica
un ambiente de plataforma que varía hacia el tope desde plataforma exterior a
talud. El ambiente sedimentario de la formación es generalmente profundo y de
tipo talud, con el desarrollo de ambientes de plataforma hacia el sur de la región
de Guárico. La transición entre ambos ambientes, fue muy suave y con pocas
diferencias. La plataforma presentaba variaciones en extensión, dando origen a
variación en los espesores y texturas de las calizas.
2.3.1.1.4 Formación Barranquín
Liddle (1928, 1946) definió la Formación Barranquín, como "un gran espesor de
areniscas cuarcíticas, rojizo-blanquecinas, intercaladas con lutitas varicoloreadas
29
con capas ocasionales de calizas verdosas o negras, más comunes en la parte
superior". Es de edad Barremiense-Aptiense temprano y se depositó en aguas
marinas poco profundas y en posición cercana a la playa, la cual a veces fluctuó
hacia aguas más profundas.
2.3.1.1.5 Formación El Cantil
Liddle (1928) introdujo el nombre de Formación El Cantil para designar calizas y
lutitas suprayacentes a la Formación Barranquín e infrayacentes a la Formación
(hoy Grupo) Guayuta. La formación es muy variable lateralmente. Las calizas
fosilíferas macizas, frecuentemente con aspecto arrecifal, son típicas y localmente
constituyen el mayor volumen de la formación y están separadas entre sí por
cantidades apreciables de arenisca, lutita y caliza finamente estratificadas. Esta
variabilidad se aprecia en las secciones columnares de la Formación Borracha
presentadas por Rod y Maync (1954), quienes designaron una capa persistente de
margas y lutitas fosilíferas cerca de la base con el nombre de Miembro García. La
formación se define de edad Cretácico; Aptiense a Cenomaniense. Furrer y Castro
(op. cit.) señalan un paleoambiente de plataforma interna en el flanco sur del
anticlinal de Punceres; en la sección del sinclinal Velásquez, cerro Los
Encantados, le asignan un paleoambiente de plataforma interna, con energía
media a alta; en el sector Caripe, río Caripe, quebrada El Dató, estado Monagas el
paleoambiente es de plataforma externa subsidente, con aportes detríticos y
energía media a alta.
2.3.1.1.6 Formación Querecual
Esta formación consiste de calizas arcillosas con estratificación delgada,
laminadas, carbonáceo-bituminosas y lutitas calcáreas. El color de las calizas y
lutitas es típicamente negro, aunque también han sido reportados colores claros
para la unidad, en el subsuelo de la cuenca Oriental (Hay y Aymard, 1977), la
laminación alcanza valores entre diez y veinte láminas por pulgada, (Hedberg,
30
1950), atribuidas a la alternancia de foraminíferos planctónicos con material
carbonoso. El rango máximo de edad es Albiense tardío extremo- Santoniense.
Furrer y Castro (op. cit.) consideran que el inicio de la depositación de la
Formación Querecual se caracterizó por la aparición de facies carbonatadas negras
y laminadas, asociadas al enrarecimiento de las facies bioturbadas y a la
desaparición de los foraminíferos bentónicos; la parte final por la reaparición de
foraminíferos bénticos, de facies bioturbadas y la presencia frecuente de aportes
detríticos de cuarzo. Indican además que la Formación Querecual no representa
una anoxia continua, sino un ambiente pobre en oxigeno, a menudo interrumpido
por breves episodios de oxigenación que permiten la instalación de organismos
bénticos cavadores.
2.3.1.1.7 Formación San Antonio
Esta unidad consiste esencialmente de calizas y lutitas negras, como la Formación
Querecual, infrayacente, pero además contiene numerosas capas de areniscas
duras de color gris claro y de chert y se le asignó una edad cretácica; post-
Turoniense. Furrer y Castro (1997, comentarios enviados al CIEN) le asignan a la
formación un ambiente marino profundo.
2.3.1.1.8 Formación San Juan
Está representada por una alternancia monótona de capas de areniscas, muy duras,
gris a gris claro de grano fino, bien escogidas, escasamente glauconíticas y
localmente calcáreas. Estas capas de areniscas se intercalan con capas
centimétricas de lutitas negras, arenosas, localmente calcáreas y limolitas negras.
Se le adjudica una edad al Maastrichtiense tardío (Vivas, 1987). El ambiente de
sedimentación de la Formación San Juan, es de fluvial a marino somero, regresivo
con ambientes litorales-costeros.
31
2.3.1.1.9 Formación Vidoño
Según Hedberg y Pyre (1944) la formación está constituida por lutitas oscuras,
ricas en foraminíferos, con capas menores de areniscas y limolitas calcáreas duras
con glauconita. En la sección tipo la Formación Vidoño consiste de una secuencia
de lutitas negras, silíceas, y calcáreo-arenosas, frecuentemente glauconíticas y
piríticas.
Hedberg y Pyre (1944) le asignaron edad Maastrichtiense a Paleoceno, con
foraminíferos bentónicos.
Esta formación se sedimentó en ambientes de plataforma a talud superior, debido
en parte, al carácter arenoso de la fauna. Galea (1985), propone una sedimentación
en el talud, a una profundidad mayor de 2000 m. Según Salazar y Cabrera (1987)
la sedimentación parece haber ocurrido en el talud superior a inferior con
paleoprofundidades probables entre 200 y 2000 m, predominando una baja tasa de
sedimentación, evidenciada no sólo por la glauconita neogenética, presente en
toda la formación (Laurier et al., 1986) en Cabrera (en prensa), sino también por
el nivel condensado de glauconita existente en los campos Santa Rosa y La Ceiba,
lo que generalmente representa un hiatus sedimentario.
La sedimentación se produjo durante una transgresión con baja oxigenación,
debido a la estratificación de las aguas y/o alta productividad en las capas de
aguas superficiales, dando origen a una gran acumulación de materia orgánica en
las lutitas. La sedimentación pelágica fue interrumpida por aportes detríticos de
areniscas y limolitas, los cuales fueron interpretados por Galea (1985), como
influjos turbidíticos.
32
2.3.1.1.10 Formación Caratas
Esta formación consiste en una secuencia compleja de limolitas pluridecamétricas
y areniscas plurimétricas, que pueden ser marcadamente glauconíticas,
dolomíticas o calcáreas (Hedberg y Pyre, 1944).
Basado en la fauna de foraminíferos planctónicos, la edad de la Formación
Caratas sensu stricto fue sugerida como Eoceno Temprano a Medio (Renz, 1962;
Lamb, 1964-b; Galea, 1985). La Formación Caratas se correlaciona con la parte
superior de la Formación Vidoño y pasa lateralmente a las margas de la
Formación Navet, Trinidad. Hacia el norte, la Formación Punta Carnero, de la isla
de Margarita, es el equivalente cronológico de la Formación Caratas.
La Formación Caratas fue depositada en varios ambientes sedimentarios, que
representan una regresión con respecto a la Formación Vidoño infrayacente. Es
marino de aguas someras (Renz, 1962), que se tornan más marinas hacia el este
(Lamb, 1964-b). Macsotay et al., (1986) la consideraron depositada en un medio
marino hemipelágico, en la parte media y superior del talud epicontinental pero no
turbidítico, como sugirió Galea (1985) para el extremo occidental de la Serranía.
Para el extremo oriental de la misma, se ha sugerido un ambiente batial para la
Formación Caratas (Lamb 1964, Rossi et al., 1987).
Strazkos et al. (2009) en Venezuela Oriental realizó la interpretación de los
registros donde reconoció tres secuencias que pueden ser identificadas en los
pozos Guarao-1X y Orinoco-1X que comienzan con un intervalo arenoso calcáreo
y terminan con capas dominantemente arcillosas.
2.3.1.1.11 Formación Merecure
La formación se compone de más del 50% de areniscas, de color gris claro a
oscuro, masivas, mal estratificadas y muy lenticulares, duras, de grano fino a
33
grueso, incluso conglomerática, con estratificación cruzada y una gran
variabilidad de porosidad y permeabilidad; el crecimiento secundario de cuarzo es
común. Se separan por láminas e intervalos delgados de lutitas de color gris
oscuro a negro, carbonosas, irregularmente laminadas, algunas arcilitas
ferruginosas y ocasionales lignito. (Funkhouser et al., 1948). En general, la
litología del subsuelo es similar a la del afloramiento. Se caracteriza por un
conjunto mineralógico sencillo, aunque localmente el conjunto granate-cloritoide
de la Formación Oficina se extiende a Merecure; brookita y anatasa son más
abundantes que en Oficina. La sedimentación de la Formación Merecure ocurrió
en aguas dulces a salobres. El ambiente es típico de clásticos basales transgresivos
depositados por corrientes fluviales entrelazadas y, en posición más distal, por
condiciones deltaicas. Las areniscas se orientan preferencialmente en sentido
aproximadamente norte-sur. En el subsuelo del campo de Onado, el ambiente
sedimentario de la Formación Merecure parece ser deltaico, del lado continental
del delta. La edad de la formación es Oligoceno Tardío.
2.3.1.2 Formaciones depositadas durante la etapa de
margen activo
2.3.1.2.1 Formación Oficina
Hedberg et al. (1947) describen la Formación Oficina como ''una alternancia de
lutitas grises, gris oscuro y gris marrón, intercaladas e interestratificadas con
areniscas y limolitas de color claro y grano fino a grueso”. Componentes menores,
pero importantes de la unidad, son las capas delgadas de lignitos y lutitas
ligníticas, arcilitas verdes y gris claro, con esférulas de siderita, areniscas
siderítico-glauconíticas y calizas delgadas con estructuras cono en cono. El
material carbonoso es común, y en algunos pozos pueden encontrarse hasta 40 ó
50 capas de lignito, que varían desde pocos centímetros hasta 60 cm de espesor y
que son de considerable valor en las correlaciones. Hedberg et al. (1947) la
consideran perteneciente al Oligoceno-Mioceno. Funkhouser et al. (1948)
34
postulan que la edad de la Formación Oficina va desde el Oligoceno Medio, al
Mioceno Medio. Sulek (1961) considera que el tope de Oficina corresponde al
Mioceno Medio. Audemard et al. (1985) señalan que el pico máximo de
transgresión observado en la Unidad II de la faja petrolífera del Orinoco, tiene una
edad Mioceno Medio Temprano, mientras que los clásticos basales de la Unidad I,
pudiesen corresponder a la parte superior del Mioceno Inferior. Lorente (1980)
asigna una edad Mioceno Temprano a Medio para la Formación Oficina, en varios
pozos de la cuenca oriental. Muller et al. (1987; 1985, Tabla I) y Campos et al.
(1988), concuerdan en que la Formación Oficina pertenece al Mioceno Inferior y
Medio.
Para Hedberg et al. (1947) la sedimentación de la Formación Oficina se inicia en
condiciones de aguas dulces o salobres, continuando con repetidas alternancias de
ambientes marinos someros, salobres y pantanosos; en general, las condiciones se
hacen más marinas de oeste a este y de sur a norte. González de Juana et al.
(1980) y Méndez (1985), consideran que la Formación Oficina se sedimentó en un
inmenso complejo fluvio-deltaico, donde son comunes las arenas lenticulares y de
relleno de canales de ríos. Campos et al. (1985) establecen que la Formación
Oficina del norte del corrimiento de Anaco, se acumuló en condiciones marinas
marginales a neríticas, con una mayor influencia marina en la parte media. Para
Audemard et al. (1985) la parte inferior de la Formación Oficina se inicia con una
progradación (relleno de paleotopografía) seguida por una transgresión (sistema
playa-isla de barrera); posteriormente, se establecen condiciones de costa afuera
en las áreas de Carabobo y Ayacucho, mientras que hacia el bloque Junín (Faja
Petrolífera del Orinoco), prevalecieron ambientes más restringidos influenciados
probablemente por mareas; la formación termina con la instalación de un delta
progradante. Para Campos et al. (1988), el ambiente sedimentario de la llamada
Formación Oficina en el norte del área mayor de Oficina, puede resumirse como
repeticiones de ciclos caracterizados por transgresiones marinas, asociadas a
caídas del nivel del mar, y progradaciones de la plataforma.
35
2.3.1.2.2 Formación Carapita
La formación se caracteriza por interestratificaciones de lutitas, areniscas y
conglomerados, con algunos lignitos y arcilitas moteadas, principalmente en la
parte inferior. Basado en a las zonas de foraminíferos planctónicos establecidas
para la formación, la edad de la unidad abarca desde el Oligoceno hasta la Zona
de Globigerina ciperoensis ciperoensis, hasta el Mioceno Medio, Zona
de Globorotalia menardii. Castro (1997, comentarios enviados al CIEN) señala
que el nannopláncton calcáreo en la Formación Carapita, en subsuelo, en las áreas
de responsabilidad exploratoria de Lagoven S.A., se ha ubicado desde la Zona
NP25, Zona de Sphenolithus ciperoensis, Oligoceno Tardío hasta la Zona NN7,
Zona de Discoaster kugleri, Mioceno Medio. En su mayor parte, el ambiente de
sedimentación de la Formación Carapita fue una extensión de facies marinas
profundas que pasan lateralmente hacia los bordes de la cuenca, a facies marinas
someras y marginales, con discordancias intraformacionales en el flanco norte.
La Formación Carapita representa una invasión marina iniciada en el Oligoceno, y
una retirada del mar durante el Mioceno Tardío, con migración del eje de la
cuenca en dirección sur, a lo largo del tiempo (Stainforth, 1971).
2.3.1.2.3 Formación Freites
En la localidad tipo, Hedberg et al. (1947) describen lutitas físiles verdes a gris
verdoso, con areniscas en el tope y la base, que permiten la subdivisión de la
unidad en tres intervalos: un intervalo superior de unos 100 m, con capas delgadas
de areniscas arcillosas de grano fino, de color blanco verdoso, algo glauconíticas y
muy persistentes lateralmente. Un intervalo predominantemente lutítico, y un
intervalo inferior de aproximadamente 100 m de lutitas intercaladas con areniscas
verde-amarillentas, de grano medio a grueso, glauconíticas, calcáreas o sideríticas
y muy fosilíferas. En las lutitas, a través de toda la formación, son frecuentes
concresiones amarillentas, calcáreo-ferruginosas. Hedberg et al. (1947) dieron los
nombres informales de Sigma y Rho, a las arenas más prominentes del intervalo
36
superior y Mu y Lambda, a las del intervalo inferior. Funkhouser et al., (1948)
describen la formación en los campos de Anaco, basándose en la sección
penetrada en el pozo GR-1, y la dividen en un intervalo superior de 346 m, no
fosilífero, en el cual, además de las lutitas y areniscas grises a gris verdosas,
señalan capas de guijarros de ftanita y arcilitas rojas y abigarradas; un intervalo
medio de 172 m de lutitas y areniscas gris verdoso, con gravillas fosilíferas y un
intervalo inferior de 161,5 m de conglomerados de ftanita negra, gravillas
fosilíferas, calizas arenosas y lutitas gris-verdosas.
Los datos de Sulek (1961) ubican a Freites en el Mioceno Medio, llegando
posiblemente al Mioceno Tardío (Zona de Globorotalia menardii). Las
zonaciones de Cabrera y Di Gianni (1994), Isea (1987) y Audemard et al. (1985)
ubican a la formación en el Mioceno Medio, zonas G. fohsi robusta a G. siakensis
(zonas N-12/N-14). Los macrofósiles reportados por Jam y Santos (1987)
pertenecen también al tope del Mioceno Medio-base del Mioceno Tardío.
En la mayor parte de la cuenca, la Formación Freites representa en general un
ambiente marino somero en su proporción inferior, pasando a ambientes de aguas
algo más profundas en la parte media. La parte superior corresponde de nuevo a
ambientes de aguas llanas. Hedberg y Sass, 1936 para explicar los cambios de
color y de fauna hacia el norte y noreste, postularon un ambiente estancado y
ligeramente ácido por debajo del nivel de oleaje. El ambiente sugerido por los
ostrácodos es infralitoral, llegando a litoral. En el área Cerro Negro, la fauna es de
ambiente transgresivo marino costero.
Audemard et al. (1985) identifican a la Formación Freites con su Unidad IV, la
cual representa "...el pico máximo de la segunda transgresión mayor del
Mioceno". El carácter de la formación es nerítico. Hacia el margen sur de la
cuenca, en el bloque Carabobo de la faja petrolífera del Orinoco, la Formación
Freites disminuye considerablemente de espesor.
37
2.3.1.2.4 Formación La Pica
En el área tipo la Formación La Pica consiste de lutitas grises, limolitas, con
desarrollos importantes de areniscas arcillosas de grano fino (Hedberg, op. cit.).
En Pedernales, según Barnola (1960), el Miembro Amacuro está formado por
lutitas y arcillas grises a verdes, micáceas y carbonosas, con intercalaciones de
limos y arenas limosas. El Miembro Pedernales está formado por areniscas de
grano medio, con intercalaciones de lutita. El Miembro Cotorra está constituido
por areniscas de grano fino, areniscas limosas y limolitas estratificadas con
arcillas y lutitas de color gris azulado a verde.
La base de la Formación La Pica corresponde a la Zona de Globorotalia menardii
(Sulek, 1961) del Mioceno Tardío. Barnola (1960) asignó la formación al
Mioceno Medio en el campo Pedernales.
El contenido faunal y la litología de La Pica, indican un ambiente marino somero
cercano a la costa. Los eventos tectónicos contemporáneos con la sedimentación
originaron una secuencia complicada de transgresiones y regresiones, y a las
discordancias intraformacionales señaladas por De Sisto y Barnola (1960).
2.3.1.2.5 Formación Las Piedras
En la localidad tipo, la Formación Las Piedras consiste en areniscas micáceas,
friables, de grano fino y colores gris claro a gris verdoso, interlaminadas con
lutitas grises a verdoso, arcilitas sideríticas, grises, lutitas ligníticas y lignitos
(Hedberg, 1950). También se encuentran algunas calizas arenosas duras y de color
verde. Basado en su posición estratigráfica discordante encima de la "formación
Punche" (Freites) de edad "decididamente Mioceno Tardío”. Los pocos fósiles y
sus relaciones estratigráficas indican la edad de Mioceno Tardío a Plioceno.
Depositada en un ambiente de aguas dulces a salobres según Hedberg (op. cit.).
38
En el área del campo Pedernales, la formación fue depositada en un ambiente
deltaico a marino somero (Barnola, 1960).
2.3.1.2.6 Formación Mesa
En los límites norte y sur de la Mesa de Guanipa (González de Juana, 1946), la
Formación Mesa consiste de arenas de grano grueso y gravas, con cemento
ferruginoso, cementadas y muy duras; conglomerado rojo a casi negro, arenas
blanco-amarillentas, rojo y púrpura, con estratificación cruzada; además contiene
lentes discontinuos de arcilla fina arenosa y lentes de limolita.
Con base en la relación transicional con la Formación Las Piedras (Plioceno), se
ha postulado una edad Pleistoceno para la Formación Mesa. Según González de
Juana (1946), la Formación Mesa es producto de una sedimentación fluvio-
deltaica y paludal, resultado de un extenso delta que avanzaba hacia el este en la
misma forma que avanza hoy el delta del río Orinoco. El mayor relieve de las
cordilleras septentrionales desarrolló abanicos aluviales que aportaban a la
sedimentación clásticos de grano más grueso, mientras que desde el sur el aporte
principal era de arenas. En la zona central, postuló la existencia de ciénagas.
Coplanarh (1974) considera que los sedimentos de la formación representan
depósitos torrenciales y aluviales, contemporáneos con un levantamiento de la
Serranía del Interior.
2.3.1.2.7 Formación Paria
La unidad en su sección tipo, está constituida predominantemente por arcillas
laminares de color gris parduzco claro y gris verdoso, con muy escasas capas de
arena lutítica. En el golfo de Paria, área sur, consiste en areniscas blanquecinas,
limolitas y lutitas grises carbonosas, interestratificadas con gran cantidad de
lignito; con edad Pleistoceno a Reciente, por encontrarse suprayacente a la
Formación Las Piedras del Plioceno Tardío.
39
La Formación Paria correlaciona por transición lateral con la Formación Mesa;
posiblemente sea equivalente de las partes superiores de la Formación Las Piedras
en su desarrollo al oeste (Léxico Estratigráfico de Venezuela, 1970). Se
correlaciona con diversas capas cuaternarias en Trinidad, incluidas por Kugler
(1956) en la Formación Llanos (formaciones Cedro y Erin).
No se mencionan paleoambientes en la unidad tipo. Furrer (1985), en base a la
asociación fósil encontrada en el área norte del golfo de Paria, en donde se
observan fragmentos de moluscos, algunos foraminíferos bentónicos, el alga
Chara sp., así como la presencia de polen y esporas en la secuencia, sugiere un
ambiente de sedimentación variable de marino somero en la parte inferior, a
fluvial en la parte superior. Indica, igualmente, que hacia el área sur, los fósiles
son escasos, limitados a fragmentos calcáreos, estando asociados a ambientes de
planicie deltaica y marino somero.
2.4 GEOLOGIA ESTRUCTURAL
2.4.1 Provincias estructurales presentes en el área
La Plataforma Deltana tectónicamente se localiza al sur de la Faja Plegada de
Trinidad, cadena formada por el choque oblicuo entre la placa tectónica
Suramericana y la placa Caribe. Esta zona también refleja los efectos de la
subducción de la corteza oceánica Atlántica debajo de la placa Caribe a lo largo
del prisma de acreción de Barbados. La Plataforma Deltana se encuentra en el
extremo este de la cuenca Oriental de Venezuela, donde las secuencias
sedimentarias se acumularon en una cuenca antepaís, producto de la flexión de la
litósfera suramericana y en respuesta a la carga presentada por el cinturón de
pliegues y cabalgamientos de Trinidad. En general, la estructura de los sedimentos
del margen pasivo se refleja en un homoclinal de bajo buzamiento en dirección
noreste, fuertemente fallado en la parte norte.
40
PDVSA (2000) dividió el área de Plataforma Deltana en cuatro zonas o
subprovincias denominadas: Punta Pescador este, la plataforma pasiva sur-central,
la zona de fallas lístricas al noreste y por último la provincia de acreción de
Barbados (Figura 2.4).
2.4.1.1 Zona de Punta Pescador este
Se localiza en el extremo noroccidental y se caracteriza por un gran espesor de
sedimentos y por la existencia de fallas inversas y plegamientos que involucran
unidades del Cretácico Superior al Mioceno. Las fallas tienen una dirección este-
oeste cambiando a una dirección NE-SO cerca de los pozos Lorán y Cocuina. El
fallamiento a nivel del Cretácico no es claramente observable en la sísmica por lo
que su interpretación en profundidad es inferida y su cartografía se basa en la
configuración de la cadena sur de Trinidad. El cinturón plegado de Trinidad está
ampliamente descrito en reportes del Golfo de Paria y el sur de Trinidad, donde
los datos sísmicos profundos permiten una descripción más detallada de los estilos
estructurales.
2.4.1.2 Zona de plataforma pasiva sur central
Es una zona extensa de aguas plataformales poco profundas (0- 100 metros),
localizada al este del delta del río Orinoco y al norte del macizo de Guayana. Se
caracteriza por presentar sedimentos cretácicos clásticos de origen continental que
alcanzan más de 10000 pies de espesor y sedimentos terciarios de origen marino
somero a profundo, los cuales fueron perforados por los pozos Orinoco-1X y
Guarao-1X, donde conforman una serie alternada de secuencias progradantes y
agradantes. La sedimentación en esta plataforma ocurrió durante un período de
subsidencia normal continua, posterior a una fase de separación de corteza
oceánica. El borde norte de la provincia muestra un buzamiento suave que
aumenta hacia el norte, indicando un cambio hacia sedimentos más profundos. Es
importante resaltar la presencia de fallas normales con rumbo SSO-NNE, con
41
buzamientos en ambas direcciones, norte y sur, con poco salto, similares a las
fallas de los campos del Área Mayor de Oficina.
2.4.1.3 Zona de fallas lístricas
Está localizada hacia el N-NE de la plataforma y debe su nombre a la presencia de
numerosas fallas normales lístricas que afectan una espesa secuencia del Plioceno-
Pleistoceno, la mayoría de estas fallas cortan sedimentos recientes formando
declives en el lecho marino. Las superficies de las fallas de crecimiento decrecen
en ángulo de inclinación hacia abajo causando una rotación de las capas y
formación de anticlinales tipo “rollovers”. Las fallas están alineadas en sentido
NNO-SSE, paralelas a la dirección del quiebre de plataforma actual.
Las fallas de crecimiento se formaron durante el último período regresivo del
Neógeno (“forestepping progradation”), cuando la cantidad de sedimentos
sobrepasó el espacio de acomodo disponible, permitiendo que una gran carga de
sedimentos se depositara en el quiebre de la plataforma, con una alta presión de
poros en las lutitas del prodelta, una migración de fluidos hacia el fondo y
finalmente una serie de rupturas “decollement” en las lutitas menos compactadas.
El sistema de fallas se hace más joven hacia el este, en dirección al mar. Estas
pueden ser contemporáneas a algún evento compresional al pie del sistema
deltaico o hacia los buzamientos (declives) inferiores (Di Croce, 1995). En esta
zona los sedimentos cretácicos de encuentran entre los 20000 y 30000 pies de
profundidad. Las líneas sísmicas en sentido E-O muestran los despegues del
sistema de fallas, los cuales cortan sedimentos del Mioceno Temprano entre 3,5
segundos de tiempo sísmico en el oeste y 5 segundos hacia el este (Di Croce,
1995).
42
2.4.1.4 Zona de prisma de acreción de Barbados
Se localiza en el extremo noreste de la Plataforma Deltana, ocupando una pequeña
extensión dentro del mar territorial de Venezuela. El prisma se encuentra en el
margen convergente entre la placa tectónica del Caribe y la corteza oceánica del
Atlántico. El borde sur del prisma está compuesto por un sistema de anticlinales,
diapiros y fallas inversas con rumbo NNE-SSO, que cambian de dirección hacia el
sur en sentido NE-SO. Las fallas inversas con buzamiento en sentido NO
despegan dentro de las unidades del Mioceno Inferior generando estructuras
anticlinales importantes para el entrampamiento de hidrocarburos.
Figura 2.4. Zonas y diferentes estilos estructurales principales establecidas para la Plataforma
Deltana (tomado y Modificado de PDVSA, 2000)
43
2.4.1.5 Zona de Fachada Atlántica de Margen Pasivo
La Gerencia de Costa Afuera Exploración (PDVSA, 2008) estableció una nueva
zona estructural denominada zona de Fachada Atlántica de Margen Pasivo que se
caracteriza por poseer fallas normales de alto ángulo en dirección NNO-SSE que
afectan el basamento de la corteza oceánica.
2.4.1.6 Contexto geomorfológico del delta del Orinoco
La morfología del delta del Orinoco es globalmente dominada por las olas y por
los aportes del río, su morfología puede parecerse a las del delta del Nilo o del
Níger.
Sin embargo, un estudio más preciso de la morfología del delta muestra que la
costa del sureste es dominada por el río y la marea mientras que las costas central
y noroeste están dominadas por las olas y el río. Estos tipos de regímenes son
definidos por la diferencia de subsidencia entre el noroeste (importante) y sureste
(depreciables) del delta (Warne et al., 2002).
Los factores de control hidrodinámico (mareas, olas y aporte de río) permiten
identificar tres provincias diferentes en el delta: la parte río arriba (fluvial), la
parte media (fluvio-marina) y la parte río abajo (marina) del delta de Orinoco.
Este tipo de repartición (hidrológicamente paralela a la costa) es característico de
los deltas influenciados por la marea (Warne et al., 1999, 2002).
44
Figura 2.5. Morfología del delta del Orinoco y analogías con otros deltas. (Tomado de Warne, et
al. 2002)
45
CAPÍTULO III
3 MARCO TEÓRICO
3.1 Fundamentos sismoestratigráficos
Según Vail y Mitchum (1977), la estratigrafía secuencial está basada en el
reconocimiento de unidades estratigráficas compuestas de sucesiones
conformadas por estratos genéticamente relacionados, determinando secuencias
depositacionales. Los límites superior e inferior de una secuencia depositacional
son discordancias o sus conformidades correlativas. Una secuencia estratigráfica
posee una arquitectura tipo, la cual está determinada por las relaciones internas de
sus terminaciones.
El reconocimiento de estas terminaciones estratigráficas son la clave del método
secuencial. Estas terminaciones (“onlap”, “toplap”, “downlap”,” truncation”)
están definidas por la relación geométrica o el ángulo existente entre un plano (en
este caso el límite de la secuencia) y los reflectores considerados como líneas de
tiempo.
Las terminaciones de los reflectores sísmicos marcan la desaparición lateral de la
línea de tiempo. Los tipos de terminaciones definidos para acotar un límite de
secuencia se describen a continuación (Mitchum et al., 1977 en Audemard, 2000).
“Onlap” (Solapamiento): Definido como la relación geométrica de
estratos inicialmente horizontales que se acuñan contra una superficie inclinada o
también puede estar representados por la relación angular existentes entre un
paquete inicial inclinado que se acuña contra una superficie de mayor inclinación.
46
“Toplap” (Cuña Crestal): Es la relación geométrica que se presenta
entre la terminación de estratos inclinados contra superficies suprayacentes menos
inclinadas.
“Downlap” (Cuña de Progradación): Definido como la relación
geométrica entre horizontes inicialmente inclinados hacia la cuenca y estratos
inicialmente horizontales o de menor inclinación.
Las características geométricas de las terminaciones de secuencias estratigráficas
se muestran en la figura 3.1.
Figura 3.1. Reflexiones de una sección sismo-estratigráfica dentro de una secuencia sísmica
idealizada. Tomado de Vail y Mitchum (1977).
Vail (1987) en Miall (1997) define tres factores básicos que conforman la relación
existente entre la arquitectura sísmica de la cuenca y el ambiente depositacional.
Los mismos son cambios eustáticos del nivel del mar, subsidencia y el aporte de
sedimentos. En la figura 3.2 se observa la relación existente entre la distribución
de sedimentos y la arquitectura de la cuenca.
47
Figura 3.2. Relación entre la arquitectura cronoestratigráfica y el ambiente depositacional. Esta
figura muestra la relación existente entre los tres factores que controlan la arquitectura de
la cuenca, ellos son el aporte de los sedimentos, los cambios eustáticos del nivel del mar y la
subsidencia ( Vail, 1987, Tomado de Miall, 1997).
3.2 Sistemas depositacionales (“Depositional Systems”)
y Sistemas encadenados (“Systems Tracts”)
El término de sistemas encadenados (“Systems Tracts”), fue definido por Brown y
Fischer (1977), como la unión de sistemas depositacionales contemporáneos,
donde los sistemas depositacionales (“Depositional Systems”) son el ensamblaje
en 3D de litofacies, genéticamente relacionadas por procesos y ambientes activos
(modernos) o inferidos (antiguos) en Emery y Myers (1996).
Los sistemas encadenados se definen por su límites naturales y su geometría
interna, producto de los cambios del nivel del mar. El modelo secuencial,
desarrollado por Exxon, contiene cuatro sistemas sedimentarios básicos, definidos
a partir de modelos en márgenes continentales pasivos. Estos sistemas
desarrollados por Posamentier et al. (1988) y Posamentier y Vail (1988) en Miall
48
(1997), tal como se puede apreciar en la figura 3.3 que representa un diagrama de
los sistemas sedimentarios para una sucesión de secuencias de siliciclásticos.
Esta figura muestra la relación existente entre la arquitectura de la cuenca y las
superficies de los sistemas depositacionales. Así mismo se observa, la subdivisión
en sistemas depositacionales bajo la influencia de cambios eustáticos del nivel del
mar, subsidencia y aporte sedimentario en un ambiente de margen pasivo.
A continuación se describen las características de los cuatro sistemas
sedimentarios (tomados del glosario de estratigrafía secuencial de Audemard,
2000).
“Lowstand System Tracks, LST”, (sistemas encadenados de bajo nivel):
Este sistema se caracteriza por dos configuraciones dependiendo de la situación
geológica que se presente. Una está asociada a la presencia del talud y la otra está
asociada a cambios graduales de los ambientes. La primera está compuesta por
cuatro elementos: abanicos submarinos del fondo de la cuenca, abanicos
submarinos de talud, prisma de bajo nivel y relleno de valles previamente
rejuvenecidos. En el caso de los cambios graduales de los ambientes
sedimentarios se incluye: el prisma de nivel bajo inferior, superior y el relleno de
valles previamente rejuvenecidos. El tope de un “LST” está marcado por una
superficie transgresiva.
“Lowstand Basin Floor Fan, bf”, (abanicos submarinos
de fondo de cuenca): se depositan cuando la caída relativa del nivel del
mar es superior a la subsidencia en el borde de la plataforma continental.
“Lowstand Slope Fan, sf”, (abanicos submarinos de
talud): se depositan al empezar la desaceleración de la caída relativa del nivel
del mar. Están conformados básicamente de complejos depósitos turbidíticos.
49
Figura 3.3. Representa una sección estratigráfica para secuencias siliciclásticas. Se muestran
cuatro sistemas sedimentarios, los ambientes depositacionales y la relación entre la
subsidencia y la eustacia. Tomado de Miall (1997).
50
“Lowstand Wedge-Prograding Complex, lsw”, (cuña de
progradación de nivel bajo): representan el conjunto superior del
sistema de bajo nivel, generalmente progradante depositado en el momento en que
el nivel del mar está todavía bajo, aún cuando esté en proceso de subida.
“Transgressive System Tract, TST”, (sistema encadenado
transgresivo): es la representación de un conjunto de sedimentos
depositados durante un ascenso relativo del nivel del mar. Los sedimentos
acumulados pueden ser una sucesión delgada de lutitas, una sucesión condensada,
una sucesión retrogradacional de depósitos de plataforma, incluyendo lutitas
marinas y areniscas, o sedimentos carbonáticos acumulados sobre una plataforma
carbonática (Miall, 1997). El tope de un TST corresponde a la superficie de
máxima inundación (“mfs”).
“Highstand Systems Tract, HST”, (sistema encadenado de
alto nivel): Se deposita bajo un ascenso relativo del nivel del mar y se
caracteriza por ser progradante. Consisten en depósitos plataformales a no
marinos.
“Shelf Margin Systems Tract, SMST”, (sistema encadenado
de borde de cuenca): Se forman durante un descenso relativo del nivel
del mar, ubicándose cerca del borde de la llanura costera.
3.3 Superficies estratigráficas claves
Límites de secuencia (“Sequence Boundaries, SB”): en el
modelo de Exxon, los límites de secuencia (SB) fueron definidos como superficies
discordantes, producto del descenso relativo del nivel mar (Miall, 1997). Esta
caída del nivel del mar expone la plataforma continental en forma parcial o total,
generando erosión de los sedimentos prexistentes (Emery y Myers, 1996). Las
discontinuidades producto de esta erosión han sido clasificadas en dos categorías,
dependiendo de cómo haya sido la caída del nivel del mar (Wagoner et al., 1987
en Miall, 1997).
51
Discontinuidades Tipo 1: Son el resultado de la exposición total de la
llanura costera. Se caracteriza, porque la tasa del descenso del nivel del mar es
mucho mayor a la tasa de subsidencia, la cual genera “LST” mucho más extensos.
Discontinuidades Tipo 2: Son el resultado de la exposición parcial de
la plataforma. Se caracteriza porque la tasa del descenso del nivel del mar es lenta
en comparación con la tasa de subsidencia (Figura 3.4).
Las descripciones mostradas fueron reconocidas y descritas a partir del estudio de
márgenes pasivos. En el caso de cuencas de antepaís o Foreland, Swift et al.,
(1987), en Miall, (1997) señalan la ocurrencia de un modelo arquitectónico
diferente. En una cuenca de antepaís la relación existente entre la subsidencia y el
aporte sedimentario es inversa al existente en cuencas de margen continental
pasivo. Esto hace que el arreglo geométrico de las terminaciones sea diferente.
Las variaciones geométricas dentro de una cuenca bajo una tectónica activa, van a
estar controladas por la arquitectura de la cuenca, el aporte sedimentario y los
cambios del nivel del mar producto de la tectónica local de la cuenca.
Las secuencias depositadas en cuencas de antepaís poseen una geometría de
prismas o cuñas sedimentarias que tienden a adelgazarse hacia la parte más distal
de la cuenca según Sloss (1962) en Miall (1997). Esta región donde se acuñan las
secuencias sedimentarias, se caracteriza por ser de poca profundidad, producto de
la disminución de la subsidencia de la cuenca. En la figura 3.5 se observa la
arquitectura de la cuenca a lo largo de una sección transversal. La magnitud de la
subsidencia depende de la proximidad (horizontal) al frente de deformación, a
diferencia de la cuencas en márgenes continentales pasivos, donde las unidades se
engrosan hacia el centro de la cuenca (Figura 3.6).
52
Figura 3.4. Muestra esquemáticamente la definición de discontinuidades Tipo 1 y 2. Por Vail ,
1984, Tomado de Miall 1997.
Figura 3.5. Modelo Tectónico de sedimentación en cuencas antepaís. Tomado de Miall (2000).
53
Superficies transgresivas “TS”: superficie de alta energía generada
por erosión retrogradante del shoreface durante un ascenso relativo del nivel del
mar.
Superficie de máxima inundación “MFS”: superficie formada
durante el momento de máxima transgresión de la plataforma. Límite entre el
complejo depositacional transgresivo y el del nivel de mar alto.
3.4 Ciclos Estratigráficos
Los ciclos estratigráficos son intervalos de tiempo geológico durante los cuales
ocurre un cambio del nivel del mar, bien sea un ascenso o descenso (Vail et al.,
1977). Los ciclos estratigráficos, comúnmente llamados de 1er, 2do, 3er, etc. orden,
han sido jerarquizados según su duración (Emery y Myers, 1996). La duración de
cada uno de estos ciclos depende, básicamente, de la fluctuación del nivel del mar.
Los ciclos de primer orden (> 50 ma) están asociados a eventos de apertura
continental, también son llamados megaciclos. Los ciclos de 2do orden (5-50 ma),
también llamados superciclos, representan estados particulares en la evolución de
una cuenca, y están asociados a eventos tectónicos regionales. Los ciclos de 3er
orden (> 0.5 y < 5 ma), representan el período de tiempo geológico durante el cual
se deposita una secuencia y estos ciclos frecuentemente se observan a escala de
registros de pozos y datos sísmicos (Vail et al., 1991) en Emery y Myers (1996)
consideran que estos ciclos pueden estar controlados por la glacio-eustacia. Los
ciclos de 4to orden (0.1 a 0.5 ma), también llamados “parasecuencias”, se
relacionan con procesos autociclícos dentro del sistema sedimentario (Emery y
Myers, 1996). En la tabla 3.1 y figura 3.7 se observa diagramáticamente la
distribución de las jerarquías de estos ciclos en función del tiempo y la causa del
cambio del nivel del mar.
54
Figura 3.6. Comparación de la distribución y arquitectura de los sistemas encadenados y
depositacionales para una cuenca de margen pasivo (A) y una cuenca de Foreland (B).
Swift et al. (1987) en Miall (1997).
55
Tabla 3.1. Duración y Origen de los ciclos eustáticos (Tomado de Vail et al, 1991).
Figura 3.7. Jerarquizaron de los ciclos estratigráficos. Tomado de Emery y Myers (1996).
ORDEN ORIGEN DURACIÓN
1 Ciclos de inundación continental debido a variaciones en elvolumen oceánico. > 50 Ma
2 Ciclos de largos períodos glacio/eustáticos climáticos:Supersecuencias 5-50 Ma
3 Ciclos glacio/ eustáticos climáticos: SecuenciasDepositacionales 0,5-5 Ma
4 Ciclos cortos de fluctuaciones climáticas (CiclosAstronómicos) 0,1-0,5 Ma
5 Parasecuencias y Secuencias Simples 0,01-0,1 Ma
56
3.5 DELTAS
Un delta se forma cuando un río trae al mar más sedimentos que lo que las
corrientes marinas pueden redistribuir hacia otras áreas (Buatois, 2008). El tipo de
delta resultante depende del grado de suministro de material y su redistribución
por olas y mareas. Además influyen otros factores como profundidad del agua,
velocidad de hundimiento y clima. El ambiente deltaico comprende la llanura
deltaica, frente deltaico y prodelta (Figura 3.8).
3.5.1 CARACTERISTICAS DE UN DELTA
3.5.1.1 Llanura deltaica
Es la región más proximal del delta dominada mayormente por procesos fluviales,
hacia el continente grada hacia planicie aluvial, incluye una planicie subaérea (por
encima de la línea de alta de marea) y una planicie subaérea por debajo de esta
línea. Contiene canales distributarios y bahías interdistributarias (incluyendo
pantanos, planicie de mareas y explayamientos).
3.5.1.2 Frente deltaico
Está ubicado en la desembocadura de los canales distributarios, hay una marcada
interacción entre los procesos fluviales y marinos y un desarrollo de barras
arenosas y gravosas de desembocadura.
3.5.1.3 Prodelta
Es la región más distal del delta, dominada por procesos marinos, hacia el mar
grada a zonas de plataforma o talud y hay dominio de procesos de decantación de
material fino.
57
Figura 3.8. Partes de un delta (Reynolds, 1996 en Buatois, 2008)
3.5.2 Trampas gravitacionales en deltas
Las altas cargas de sedimentos causan fallas gravitacionales y producen fallas
lístricas que tienden a crecer durante la sedimentación; son llamadas también
fallas de crecimiento. El bloque superior de estas fallas crea espacio para la
acumulación de sedimentos adyacentes a éstas. Estas fallas están activas durante
la sedimentación y son formadas independientemente de la tectónica. Son muy
comunes en sistemas deltaicos; los mecanismos de manejo son proporcionados
por el peso de los sedimentos depositados en el delta.
Aunque el colapso gravitacional es extensional y éste crea espacio en las partes
proximales del sistema, la compresión ocurre en la base de las fallas
gravitacionales, generando trampas anticlinales.
3.5.2.1 CLASIFICACIÓN DE DELTAS
Existen tres tipos de clasificaciones: genética, fisiográfica y granulométrica. La
más utilizada es la genética definida por Galloway (1975) la cual los divide en
58
deltas fluvio-dominados, deltas dominados por oleajes y deltas dominados por
mareas.
3.5.2.2 Deltas fluvio dominados
Estos deltas tienen una morfología lobada cuando hay moderado aporte de
sedimentos y elongada (“pata de ave”) cuando hay alto aporte de sedimentos,
estas caracaterísticas son:
a) Coalescencia de barras de desembocadura.
b) Energía de olas y mareas relativamente baja.
c) Explayamientos en áreas distributarias.
d) Abundantes estructuras de deformación sinsedimentaria en el frente
deltaico y en el prodelta.
e) Dominio de estructuras de corrientes unidireccionales (óndulas de
corriente, “climbing”) en el frente deltaico.
f) Capas gradadas por corrientes de “underflow” en el prodelta.
Son importantes reservorios, como por ejemplo las arenas depositadas en los
canales teniendo alto contenido de clásticos (Figura 3.9) y en trampas
estructurales asociadas a fallas de crecimiento.
Figura. 3.9. Morfología de un delta dominado por procesos fluviales. (Tomado de Buatois. 2008)
59
3.5.2.3 Deltas dominados por oleaje
Se caracterizan por:
Morfología definida por retrabajo del oleaje.
a) Cuerpos de arena alargados y paralelos a la costa.
b) Alta energía de olas.
c) Desarrollo de complejos de islas de barrera y albuferas.
d) Dominio de estructuras oscilatorias en el frente deltaico.
e) Intensa bioturbación en el prodelta.
f) Difícil de distinguir de una costa dominada por el oleaje (por ejemplo el
“shoreface”).
g) En cuanto al potencial como reservorio, se producen extensiones laterales
de cuerpos de arenas bien escogidos que tienen buena continuidad lateral y
vertical (Figura 3.10).
Figura. 3.10. Morfología de un delta dominado por oleaje. (Tomado de Buatois. 2008)
60
3.5.2.4 Deltas dominados por mareas
Los deltas dominados por mareas se caracterizan por:
a) Canales y barras paralelas a las corrientes de mareas y perpendiculares a la
costa.
b) Alta energía de mareas.
c) Desarrollo de canales y planicies de mareas en área interdistributarias.
d) Dominio de estructuras de mareas (superficies de reactivación) en el frente
deltaico.
e) Difícil de distinguir de un estuario dominado por mareas.
f) Poseen bajo potencial como reservorio ya que a veces poseen sedimentos
como matrices lodosas con baja porosidad y permeabilidad. Sin embargo
los canales de marea pueden ser rellenados por arena bien escogida así
como las barras submareales. (Figura 3.11)
Figura. 3.11. Morfología de un delta dominado por mareas. (Tomado de Buatois. 2008)
61
3.5.2.5 Importancia económica de los depósitos
deltaicos
Las barras de meandro, abanicos de rotura, canales abandonados, barras de
desembocadura, lomas playeras e islas marginales, representan facies potenciales
para el almacenamiento de hidorcarburos, tanto por las condiciones favorables de
los cuerpos de arena, como por la presencia de lutitas asociadas que pueden ser
potenciales rocas generadoras.
3.6 CARTAS CRONOESTRATIGRÁFICAS
Una de las maneras de resumir la historia de sedimentación de una cuenca es el
uso de cartas de correlación cronoestratigráficas, también denominada Diagrama
de Wheeler (Mitchum y Vail, 1997). Una carta cronoestratigráfica muestra el
tiempo geológico dispuesto de manera vertical y la distancia del área de estudio
dispuesto de manera horizontal.
Esta carta puede aportar diferente tipo información: relación entre las secuencias
geométricas y las discordancias presentes, denotando áreas con terminaciones
sísmicas del tipo “onlap”, “toplap”, “downlap” y truncamiento, correlaciones
entre secuencias de unidades geocronológicas (edades y épocas), definición de
hiatos depositacionales, correlaciones entre secuencias depositacionales y
unidades litoestratigráficas encontradas regionalmente, distribución de facies y
ambientes sedimentarios y como ayuda para identificación de unidades de
cartografiado estratigráfico y estructural así como de secciones condensadas.
Para construir una carta cronoestratigráfica es necesario tener la sísmica en tiempo
geológico puesta verticalmente y que las secuencias y discordancias estén bien
definidas y diferenciadas. (Figuras 3.12 y 3.13).
62
Figura 3.12. Geometría estratigráfica mostrando las secuencias y principales discontinuidades
del registro geológico. (Mitchum, 1977)
Figura 3.13. Carta cronoestratigráfica o Diagrama de Wheeler. (Mitchum, 1977)
3.7 EFECTOS DEL CAMBIO CLIMATICO “GREENHOUSE VS.
ICEHOUSE” SOBRE EL NIVEL DEL MAR
Los términos de efecto invernadero “Greenhouse” y de la Tierra "Icehouse" se
refieren al clima global los cuales pueden afectar la sedimentación en una escala
de tiempo referida a millones de años.
Durante los períodos de glaciación o "icehouse", los glaciares están presentes en
63
cantidades variables. Las variaciones en la órbita de la Tierra puede dar lugar a
muchas edades de hielo, glaciales, e interglaciales y propician muchas variaciones
del nivel del mar.
Durante un período de efecto invernadero o “greenhouse” debido al calentamiento
global o aumento de la temperatura los glaciares disminuyen trayendo como
consecuencia una subida relativa del nivel del mar.
Estos períodos influyen en varios aspectos tales como variaciones del nivel del
mar, un efecto “greenhouse” estaría asociado a una subida relativa del nivel del
mar tal como ocurrió en el Mesozoico que debido al calentamiento algunos
casquetes polares se derritieron generando un significativo aumento del nivel del
mar. (Figura 3.14).
Mientras que un efecto “icehouse” (relacionado a glaciaciones) influye
notablemente en un descenso del nivel del mar y estos cambios ocurren con
mayor frecuencia, tal como lo observamos en la mayor parte del Cenozoico.
Figura 3.14. Intervalos climáticos establecidos por Fischer (1981) y Zachos et al. (1994) en Steel
(2010)
Efecto“Greenhouse”
Efecto“Icehouse”
Efecto“Greenhouse”
Efecto“Icehouse”
64
“Icehouse vs. Greehouse”
El ambiente durante el “Icehouse” está caracterizado por:
• Hielo Polar (Glaciares): generalmente ocurre un descenso del nivel del
mar a escala global.
• Frecuencia: altas amplitudes de las fluctuaciones del nivel del mar,
decenas a cientos en mil años.
• Amplitud: de decenas a cientos de metros.
El ambiente durante el “Greenhouse” está caracterizado por:
• Libre de hielo o glaciares a nivel mundial: ocurriendo generalmente un
aumento del nivel del mar a escala global.
• Frecuencia: baja, de cientos a miles en mil años.
• Amplitud de decenas de metros.
3.8 CAMBIOS EUSTÁTICOS
Los movimientos eustáticos resultan de cualquier factor que haga variar de forma
significativa el volumen de agua presente en el océano global o que provoque una
variación significativa del volumen de las cuencas oceánicas, con la consecuente
variación del nivel del agua en relación a la tierra firme. Las principales causas de
variación eustática son:
a) Variación de la cantidad de agua presente en los océanos, debido a
cambios climaticos sobre áreas extensas, las cuales provocan el
aprisionamento del agua bajo la forma de hielo o su liberación por fusión.
Como el proceso es controlado por la cantidad de hielo, es por veces
referido como glacioeustasia. Las variaciones glacioeustáticas pueden
resultar de:
a.1) Fusión de los glaciares y de los casquetes polares en el término
de las edades del hielo, lo que conduce la subida eustática del nivel
del mar, con el consecuente avance de las aguas sobre la tierra y
65
haciendo penetrar el mar en los valles costeros. Este avance del
mar sobre la tierra emergida es designado como transgresión.
a.2) Aprisionamento de agua en masas de hielo (glaciares y hielos
polares) durante los períodos de glaciaciones. La disminución del
volumen de agua en los océanos provoca el descenso eustático del
nivel del mar, dejando emergidas tierras que antes eran fondos
oceánicos. Esta retirada de los mares es designado en geología
como regresion.
b) Cambio del volumen de las cuencas oceánicas principalmente por
tectónica.
c) Liberación o aprisionamento de grandes volúmenes de agua en lagos o
mares interiores.
d) Alteración del volumen de las aguas del mar debido a la expansión o
contracción térmica causada por la variación significativa de su
temperatura (a nivel global). El proceso es en general designado por
estereoeustasia, por depender de variaciones volumétricas, causando
regresión o transgresión mientras haya contracción o expansión.
66
CAPITULO IV
4 BASE DE DATOS Y METODOLOGÍA
4.1 Base de datos de pozos disponibles
En este estudio se utilizó un total de 43 pozos, de los cuales sólo 11 fueron
utilizados como pozos claves por poseer información bioestratigráfica y de
registros confiables, los cuales fueron validados (GR, resistividad, sónico,
densidad, COT, entre otros) para realizar las correlaciones estratigráficas y los tres
transectos regionales.
La ubicación de los pozos utilizados puede verse en la figura 4.1. Seis (6) pozos
en costafuera (Pozos 1 al 6) y 5 pozos en tierra (7 al 11).
Figura 4.1. Ubicación de los pozos claves utilizados para el estudio.
4.2 Base de datos sísmicos disponibles
Las líneas sísmicas 2D incluidas dentro del área de estudio representan un total
de alrededor de 19000 Km.
LEYENDA
CALIDAD DEL DATO BIOESTRATIGRAFICO
ALTA DENSIDAD DE DATOS
MEDIA DENSIDAD DE DATOS
BAJA DENSIDAD DE DATOS
LEYENDA
CALIDAD DEL DATO BIOESTRATIGRAFICO
ALTA DENSIDAD DE DATOS
MEDIA DENSIDAD DE DATOS
BAJA DENSIDAD DE DATOS
LEYENDA
CALIDAD DEL DATO BIOESTRATIGRAFICO
ALTA DENSIDAD DE DATOS
MEDIA DENSIDAD DE DATOS
BAJA DENSIDAD DE DATOS
67
También se utilizaron 4 cubos sísmicos 3D los cuales se reflejan en la tabla 4.1 y
su ubicación geográfica en la figura 4.2:
Tabla. 4.1. Ubicación de los levantamientos 3D.
Ubicación Área (km2)
Punta Pescador 1060
Delta Centro 620
Las Piedritas 1550
Plataforma Deltana 4500
Para un total de 7730 km2 de sísmica 3D interpretada en el área de estudio.
Guyana
Venezuela
Trinidad y Tobago
Venezuela
Levantamiento 3D “deltacen”~620 Km2
Levantamiento 3D “pesca3d”~1060 Km2
Levantamiento 3D “pdmerg3d”
~4500Km2
Levantamiento 3D “piedrita”~1550 Km2
Limite Oeste
del Estudio Limite Norte
del Estudio
Figura 4.2. Ubicación de la sísmica 2D y 3D utilizada para el estudio.
4.3 Metodología
4.3.1 Análisis estratigráfico
4.3.1.1 Validación de topes estratigráficos
68
Mediante la integración de la revisión bibliográfica y el análisis bioestratigráfico,
las correlaciones estratigráficas y calibración con la sísmica se validaron los
diferentes topes estratigráficos a ser trabajados, los cuales van de base a tope el
TOP-1 al TOP-17 (Cretácico a Reciente).
4.3.1.2 Análisis de los datos bioestratigráficos
En esta etapa se utilizaron los datos bioestratigráficos disponibles (nanoplancton,
foraminíferos, palinomorfos). Para cada uno de los pozos del estudio, se realizó la
metodología que consiste en definir por intervalos muestreados el rango de vida
de las especies presentes y determinar edades para las unidades perforadas por
cada uno de los pozos, estas edades son colocadas a la profundidad observada en
las muestras de los pozos. A continuación se muestra un esquema de la
metodología que se utilizo (Figura 4.3).
Figura 4.3. Flujo de trabajo realizado para la determinación de edades.
69
Se utilizó la metodología de las biozonas para la determinación de edades, se
utilizó la escala de tiempo de Berggren et al., 1995 (zonas P y M) para los
foraminíferos pláncticos, Martini, 1971 para los nanofósiles calcáreos (zonas NP y
NN) y para palinología la zonación de Muller et al., 1987 para el norte de
Suramérica.
La edad se asignó con la integración de datos aportados por los foraminíferos
pláncticos, nanoplancton calcáreo y palinología. En los intervalos en los cuales los
conjuntos fósiles observados no permitieron establecer la edad con mucha
precisión, se reportó un rango de edad. La correlación de las biozonas
corresponde a la carta propuesta por Hardenbol et al. (1988).
70
Tabla 4.2. Carta Cronoestratigrafica para el Cenozoico. Hardenbol et al.
(1988)
71
Se utilizó también la carta consenso (Wood, 2000) para Trinidad donde se
observan rangos de foraminíferos y palinomorfos desde el Mioceno Tardío al
Reciente. (Figura 4.4).
Figura 4.4. Rangos bioestratigráficos para la zona de Trinidad. (Tomado de Wood, 2000)
4.3.1.3 Identificación de límites de secuencia SB
En los registros validados de GR (“Gamma Ray”) y resisitividad se observan las
tendencias de posibles transgresiones y regresiones y se pueden identificar límites
de secuencia SB (“Sequences Boundaries”) y TS (“Transgressive Surfaces”).
Estos límites de secuencia son calibrados con la tabla de secuencias
cronoestratigráficas para el Cenozoico realizada de Haq et al. (1988).
72
Figura 4.5. Carta de secuencias cronoestratigráficas. Haq et al. (1988)
73
4.3.1.4 Correlaciones estratigráficas
Las correlaciones estratigráficas consistieron en identificar e interpretar límites
de secuencias (superficies transgresivas y/o discordancias de segundo, tercer y
cuarto orden) como superficies correlacionables y cartografiables (utilizando los
criterios de la escuela de Vail /Exxon), a partir de la información
sedimentológica, interpretación sísmica, bioestratigrafía y registros eléctricos,
principalmente “GammaRay” y resistividad. Seguidamente se extrapoló la
información de los pozos claves a los pozos vecinos, con el propósito de definir
ubicación, extensión, espesor, geometría y cambios laterales de facies en el área
de estudio. Las correlaciones se realizaron bajo la plataforma “Landmark”,
utilizando la herramienta “Stratworks”.
4.4 Interpretación sísmica
Se hizo la revisión de las líneas sísmicas 2D y de los 5 levantamientos 3D para la
identificación de los diferentes estilos estructurales en el área, lo cual permitió
conocer la configuración geométrica de la cuenca así como la interpretación de
diferentes horizontes, los cuales fueron calibrados posteriormente con los pozos
para poder cartografiar los diferentes niveles interpretados tanto en tiempo como
en profundidad.
4.4.1 Integración de la información
4.4.1.1 Cartas estratigráficas
Las cartas estratigráficas fueron realizadas para siete pozos clave, en cada carta se
colocó la siguiente información:
• Edad.
• Formaciones equivalentes.
74
• Los topes secuenciales validados en este estudio, los cuales representan
superficies estratigráficas claves, límites de secuencia “SB” y superficies
transgresivas “TS”.
• Las curvas generadas: GR, COT_sr (perfil de materia orgánica o Carbono
Orgánico Total, generado a través del registro sónico y la resistividad),
sónico, resistividad, porosidad, densidad, “Vshale” y litología.
• Bioestratigrafía: género, especie y rango de edad de nanoplancton,
foraminíferos pláncticos y palinomorfos.
• Paleobatimetría partiendo de los foraminíferos bénticos y asociaciones
palinológicas.
• Las secuencias estratigráficas de segundo, tercer y cuarto orden definidas,
indicando ciclos transgresivos y regresivos basados principalmente en el
comportamiento de los perfiles de gamma ray.
4.4.1.2 PERFILES DE CARBOLOG
El uso combinado de registros de porosidad y resistividad permite identificar
y estimar el contenido total de carbono orgánico (COT). Para el cálculo se
utiliza la técnica de Passey “. log R” que cuantifica la diferente respuesta de
los registros de onda compresional y resistividad frente a rocas con variado
tenor de material orgánico. Una vez definida la respuesta y tomando en
cuenta el nivel de madurez orgánica de los intervalos considerados es posible
estimar el valor de COT. En intervalos saturados con agua o con ausencia de
materia orgánica, ambas curvas exhiben actividad paralela en tanto que
frente a rocas con hidrocarburos o ricas en materia orgánica la respuesta de
los registros difiere. Este comportamiento obedece a que el registro de
porosidad responde a la presencia de querógeno (material de baja porosidad
y baja velocidad) y el perfil de resistividad refleja el tipo de fluido presente.
En intervalos de roca no-reservorio se calibra la respuesta de los registros
permitiendo la estimación del contenido total de carbono orgánico y su
madurez. A partir de este control de los datos computados es posible obtener
75
un registro sintético de materia orgánica a lo largo de la columna
estratigráfica.
4.4.1.3 Elaboración de mapas paleobatimétricos
En esta etapa se elaboraron mapas paleobatimétricos con la finalidad de evaluar:
a) La dirección de aportes de sedimentos.
b) La posible relación arena/lutita de los cuerpos sedimentarios.
c) La posible asociación sedimentaria de los cuerpos de rocas.
Se realizaron sólo mapas paleobatimétricos en cinco secuencias dependiendo de la
tectónica, el ambiente y tasa de sedimentación, integrando la información
bioestratigráfica, las respuestas de registros e interpretaciones previas (Lagoven-
Amoco, 1994; Di Croce, 1995). Los mapas paleobatimétricos fueron elaborados
sobre nivel de las superficies de máxima inundación o de superficies transgresivas
para cada fase, las cuales se consideran superficies de correlación confiables por
el carácter plano de su geometría, y a su vez permiten una mejor comprensión de
la geometría de las superficies por debajo de ellas.
4.4.2 Estratigrafía secuencial
Se identificaron parasecuencias de cuarto orden (0.1-0.5 Ma) supersecuencias de
tercer orden (0.5 –5 Ma) y tectonosecuencias de segundo orden (5-50 Ma) (Vail et
al., 1991). Algunos de los límites de secuencia y superficies transgresivas fueron
identificados en la sísmica y utilizando los registros de pozos GammaRay y
resistividad así como las curvas de tiempo-profundidad de los pozos para la
calibración sísmica-pozo.
76
4.4.2.1 Generación de la carta cronoestratigráfica
Se generó una carta cronoestratigráfica general para el área de estudio (tierra y
costafuera) la cual refleja los cambios de facies laterales observados desde el
oeste hacia el este, iniciando en Las Piedritas, siguiendo con Delta Centro, Las
Piedritas, Sur de Monagas, delta Costafuera (Punta Pescador, Margen Pasivo Sur
y cuenca de Columbus) y la cuenca sur de Trinidad. Se reflejan las formaciones
estratigráficas así como la paleobatimetría y la estratigrafía secuencial propuesta
para este estudio.
Se definieron al momento de construir la carta dos escalas verticales, debido a que
la resolución sísmica es mucho mayor en la sección superior (0-20 ma), además
que la depositación de la sección superior ha sido mucho más rápida que en la
sección inferior.
El método utilizado en la confección de la carta ha sido el rebatimiento de los
reflectores datados y de sus terminaciones (“onlap”, “toplap”, etc.) sobre líneas de
tiempo geológico y la columna litológica en pies pasada también a tiempo
geológico. Debido a la escala se han establecido las paleobatimetrías utilizando
las presentes en cada pozo y los mapas paleoambientales disponibles.
La escala de tiempo fue reducida para el intervalo infrayacente desde el Oligoceno
Tardío (23.8 Ma) hasta el tope del Cretácico Temprano (98.9 Ma), debido a un
mayor detalle de terminaciones y eventos desde el Mioceno Tardío hasta el
Reciente, en este período la tasa de sedimentación aumenta y por lo tanto se
depositó un mayor espesor de sedimentos en un período de tiempo relativamente
corto y donde se identificaron secuencias de tercer y cuarto orden para el
Pleistoceno y donde se hace mayor énfasis en este trabajo.
77
CAPITULO 5
5 RESULTADOS Y ANÁLISIS DE RESULTADOS
5.1 ESTILOS ESTRUCTURALES PRESENTES EN EL ÁREA
El área de estudio se encuentra enmarcada en el contexto de interacción entre las
placas Caribe y Suramérica, esta área tiende a ser compleja debido a que el
movimiento relativo de la placa Caribe (transpresivo dextral), generó grandes
rasgos estructurales:
La Serranía del Interior de Venezuela y la Faja Plegada de Trinidad son pruebas
claras del inicio de interacción y generación de esfuerzos compresivos
prácticamente norte-sur, a partir del Oligoceno, permitió de igual manera la
formación de una cuenca antepaís en la cuenca Oriental de Venezuela. El frente
de deformación se caracteriza por una serie de corrimientos y diapiros de lodo,
producto de la sobrepresión generada.
Al norte de Venezuela, es evidente el sistema de fallas del Pilar de rumbo dextral
con dirección este-oeste, que tiene su origen debido a un cambio de la dirección
de los esfuerzos principales en el Mioceno Medio-Tardío. Al sureste se mantiene
el margen pasivo con poca deformación.
En la figura 5.1, se pueden observar los rasgos estructurales mayores, definidos
por el contexto tectónico. En este sentido, se pueden diferenciar dos etapas en la
historia tectónica:
a) El margen pasivo (desde el Cretácico hasta el Paleógeno): tipo de
relleno estilo Atlántico. La secuencia cretácica (más de 10000 pies) depositada en
un ambiente parálico-continental desde el SE de la plataforma, gradando a
ambientes marinos hacia el norte. Durante el Cretácico, se depositaron las rocas
78
madres (formaciones Querecual/Naparima Hill/Guatier) en un ambiente marino.
Unidades paleógenas depositadas en una cuenca de poca sedimentación
representada por una fase regresiva que se inició en el Cretácico Tardío, asociada
al levantamiento periférico de una cuenca de antepaís que comenzó durante este
tiempo en la cuenca Centro-Oriental de Venezuela.
Figura 5.1 Rasgos estructurales mayores. Interacción de las placas Caribe y Suramérica (Adan
et al., 2001)
b) El margen activo (Oligoceno Tardío a Reciente): muestra el avance de
la cuenca Oriental de Venezuela hacia el este, generando un espacio libre al inicio
de la formación de la cuenca antepaís.
5.1.1 Margen Pasivo
Los estilos estructurales en la etapa de margen pasivo, son bastante simples,
tratándose de fallas normales planares, indicando que las rocas presentes tienen
un comportamiento frágil. Tal como se puede observar en la figura 5.2, estas
fallas afectan el basamento cristalino, y la secuencia cretácica y paleógena.
79
Figura 5.2. Fallas normales planares que afectan la sección Oligoceno-Cretácico. Area Las
Piedritas, N70°E.
Se determinó la dirección de las fallas entre el Oligoceno y el Cretácico Tardío
(Figura 5.3) y a partir de esos resultados se pudo determinar lo siguiente:
a) La sección correspondiente al Cretácico- Paleógeno presenta en la región
terrestre del estudio, una dirección de las fallas principales que varía entre N70°E
en Las Piedritas N45°E en Delta Centro y Morocoto N32°E. Es importante señalar
que las fallas complementarias se encuentran a 120° en sentido antihorario,
atribuible a una herencia estructural de la extensión continental triásica-jurásica,
caracterizada por estructuras tipo graben presentes en toda esta área (graben de
Espino).
Secuencia Cretácico-Paleógena
POZO-8
TOP-7
TOP-8TOP-9
TOP-14
TOP-16TOP-17
Secuencia Cretácico-Paleógena
POZO-8
Secuencia Cretácico-Paleógena
POZO-8
TOP-7
TOP-8TOP-9
TOP-14
TOP-16TOP-17
80
Figura 5.3 Sistemas de fallas de la secuencia Oligoceno-Cretácico. Aplicación de atributo de
coherencia a los datos sísmicos 3D.
b) Para el área costa afuera (Plataforma Deltana) pareciera verse invertida la
dirección de fallas principales, siendo N55°O mientras que las complementarias
tienen una dirección N75°E, este cambio de la dirección de las fallas principales
resulta de gran interés, porque posiblemente, éstas son familias de fallas
correspondientes a un período extensivo más joven, que separa las placas de
Suramérica y África durante el Cretácico. Esto también queda evidenciado en el
gran aumento de espesor de esta secuencia en la región Costa Afuera donde puede
llegar a alcanzar 8.500’, a diferencia de la sección terrestre donde apenas tiene
alrededor de 2.000’. En la Figura 5.4, se pueden observar bloques de basamento
cristalino aparentemente rotados, producto de este margen extensivo durante el
Cretácico.
81
Figura 5.4. Sección ubicada en la Zona Abisal Atlántica de Venezuela.
En el siguiente mapa se muestra la ubicación de los estilos estructurales de la
secuencia Cretácico-Oligoceno (Figura 5.5), la cual pertenece al margen pasivo,
sin embargo se plasmó la zonificación de las dos familias de fallas normales
presentes, y una posible zona donde se encuentran fallas inversas, generadas
durante el margen activo.
Figura 5.5. Ubicación de estilos estructurales de las secuencias Cretácico-Oligoceno.
5.1.2 Margen activo
Los estilos estructurales en la secuencia terciaria son un poco más diversos,
posiblemente las estructuras más importantes desde el punto de vista de
entrampamiento se encuentran en la Zona de Fallas Lístricas de la Plataforma
Deltana, allí se localizan los campos de Cocuina y Lorán, siendo también
100 km
82
importante para Trinidad al norte de la frontera marítima de Venezuela (Figura
5.6)
Figura 5.6. Ubicación de estilos estructurales de las secuencias Terciarias.
5.1.3 Tectónica Gravitacional
Este primer estilo estructural lo hemos definido como Tectónica Gravitacional, a
diferencia de trabajos anteriores, que lo llaman zona de fallas lístricas, que si bien,
predomina en el área, este sistema de fallas de crecimiento, también se encuentran
otras estructuras gravitacionales. Las fallas tienen una orientación NO-SE y buzan
hacia el este, extendiéndose desde el sur de Trinidad hasta el límite sur del delta
de Orinoco. (Figura 5.7).
Figura 5.7 Sistema gravitacional de Costa Afuera. Fallas lístricas de campos Lorán y Cocuina, y
plegamiento de punta pie.
TOP-0
TOP-4
TOP-17TOP-16TOP-13
TOP-11
TOP-9
10 Km.
83
En la cuenca de Columbus, el rumbo de estas fallas es N50°O, mientras que en la
Plataforma Deltana varía progresivamente del norte hacia el sur de N35°O a
N10°O.
Estas fallas poseen un bajo ángulo de buzamiento, (variando de 50 a 40-30°), y
afectan todo el Terciario con nivel de despegue en el Mioceno Tardío, asociado a
lutitas móviles que separan los dos sistemas tectónicos: el de tectónica
gravitacional y el de margen pasivo.
Se pueden diferenciar dos grupos de fallas lístricas: uno más antiguo que,
constituyen estructuras reliquias del Plioceno Tardío y que muestran gran
rotación: el segundo actualmente activo, el cual afecta hasta el fondo marino, estas
últimas presentan estructuras de pliegues de giro (“roll-over”), presentando saltos
de falla que varían de 400 a 6.000 pies.
Este sistema tiene otras estructuras asociadas de gran interés; debido a que tienen
un origen gravitacional han generado pliegues de punta pie (“toe trusts”) de gran
consideración, y los cuales tienen una dirección paralela a las fallas lístricas. Son
estructuras muy interesantes y con grandes posibilidades de generación de
entrampamiento, no sólo por la estructura plegada, sino además, porque coexiste
con cuerpos de lodos que funcionarían como sellos laterales.
Durante el estudio se observaron otros sistemas de fallas lístricas (Figura 5.8) en
la región terrestre, específicamente en el área de Las Piedritas y Punta Pescador,
éstas afectan la secuencia miocena y posiblemente denotan la migración del frente
deltaico desde el Oligoceno Tardío al oeste hasta el Reciente al este.
84
Figura 5.8 Sistema de fallas lístricas del área de Las Piedritas, afectando secuencias intra-
miocenas las cuales están remarcadas en color verde.
5.2 MAPAS ESTRUCTURALES
Luego de la interpretación sísmica-estructural de un área de aproximadamente
48.000 Km², se elaboraron los mapas en tiempo y profundidad de seis (6)
horizontes sísmicos principales:
a) TOP-17 = SB intra-Pleistoceno
b) TOP-13 = SB Tope Plioceno
c) TOP-11 = SB intra Plioceno
d) TOP-9 = Discordancia Mioceno Tardío
e) TOP-4 = Discordancia Oligoceno
f) TOP-1 = Base intervalo Cretácico
En general se pueden dividir estos mapas en dos grandes grupos que corresponden
a las etapas tectónicas de la región; la fase pasiva se encuentra definida por los
horizontes: TOP-1 (Base intervalo Cretácico) y TOP-4 (Discordancia Oligoceno),
(Ver Anexos 1 y 2), la dirección de las fallas anteriormente descritas en la sección
de estilos estructurales, éstas podrían ser estructuras con posibilidades de
entrampamiento o de migración vertical de hidrocarburos, proveniente de rocas
madres cretácicas.
TOP-8
TOP-9
TOP-14TOP-16
TOP-17
TOP-8
TOP-9
TOP-14TOP-16
TOP-17
85
En costa afuera dos pozos han perforado estas secuencias, resultando ambos
secos, sin embargo el objetivo de éstos era probar la cuña del Oligoceno, y no
atravesaron trampas cretácicas; por lo que aún este horizonte es de gran interés.
Finalmente se pueden describir estas dos secuencias como, un monoclinal con
pendiente suave hacia el norte-noreste, con presencia de fallas normales planares,
generadas por herencia estructural de un proceso de apertura continental previo y
reactivadas por carga sedimentaria, durante el comienzo del margen activo. Las
fallas tienen posibilidad de generar cierres favorables para el entrampamiento
debido que forman ángulos de 90° a 60° con respecto a la línea de máxima
pendiente.
El segundo grupo de mapas corresponde a las secuencias: TOP-9 (Discordancia
Mioceno Tardío), TOP-11 (SB intra Plioceno), TOP-13 (SB Tope Plioceno) y
TOP-17 (SB intra-Pleistoceno), (ver Anexos 3 al 6) se mantiene la misma
tendencia monoclinal hacia el norte-noreste, sin embargo, la diferencia es clara
con respecto a los mapas anteriores, en cuanto a la diversidad de estilos
estructurales presentes.
En el mapa TOP-9 (Discordancia Mioceno Tardío), se puede observar en el área
de las Piedritas una serie de fallas normales, que incluso afectan toda la secuencia
del Plioceno. Algunas de estas fallas son continuación de un sistema lístrico intra
Mioceno producto de carga sedimentaria. Existen fallamientos similares en la
zona de Delta Centro y Punta Pescador.
Sin embargo, el sistema de fallas lístricas más impresionante es el que se
desarrolla costafuera y afecta las secuencias pliocenas y pleistocenas. El rumbo de
estas fallas varía progresivamente del norte hacia el sur de N35°O a N10°O,
generando entrampamiento: actualmente los campos Lorán y Cocuina, son
muestras claras de ello. Como se puede observar en los mapas, los saltos de las
fallas suelen ser muy grandes, alcanzando en algunos casos hasta 6.000 pies, son
86
observables cambios bruscos de buzamiento que obedecen a pliegues de giro o
“rollovers”.
En el límite noroeste de los mapas, se observan cambios bruscos de pendiente,
esta vez obedeciendo a estructuras diapíricas, del frente de deformación del norte
de Monagas.
Las estructuras de pliegues de punta pie y diapiros de lodo de la región costafuera
no están cubiertas por los mapas, debido a que esta zona no tiene suficiente
información sísmica como para generarlos.
A continuación se muestra el transecto sísmico oeste-este regional interpretado
para el área de estudio, tiene una longitud de aproximadamente 300 Kms. (Figura
5.9)
En los anexos 8 y 9 pueden observarse los transectos sísmicos regionales en
dirección norte- sur, en costafuera y en tierra respectivamente.
87
Figu
ra 5
.9. T
rans
ecto
Oes
te-E
ste
mos
tran
do lo
s dife
rent
es e
stilo
s est
ruct
ural
es (V
ER A
NEX
O 7
) PA
RA M
AYO
R
DET
ALLE
)
88
5.3 MODELO ESTRATIGRÁFICO SECUENCIAL
A continuación serán descritas las secuencias depositacionales definidas en el área
de estudio, tanto para tierra como para costafuera, basándonos principalmente en los
estudios bioestratigráficos disponibles y las electrofacies de cada uno de los pozos,
para comprender mejor la evolución estratigráfica y paleoambiental del área
estudiada. En la siguiente figura 5.10 se muestran los pozos estudiados con calidad
de información bioestratigráfica.
Figura 5.10. Mapa de calidad del dato de los pozos claves con información bioestratigráfica
disponibles para el área de estudio.
5.3.1 DESCRIPCIÓN DE SECUENCIAS
La descripción se realizó por edades desde el Cretácico al Cuaternario
considerando cada una de las áreas tanto tierra como costafuera, tomando en
cuenta los foraminíferos pláncticos para definición de edades, foraminíferos
bénticos para la determinación de paleoambientes y paleobatimetría, palinomorfos
(esporas y polen para ambientes más continentales y deltaicos) y en algunos casos
con información de dinoflagelados, así como de nannoplancton calcáreo que
también proporcionó información de interés para la determinación de edades.
LEYENDA
CALIDAD DEL DATO BIOESTRATIGRAFICO
ALTA DENSIDAD DE DATOS
MEDIA DENSIDAD DE DATOS
BAJA DENSIDAD DE DATOS
LEYENDA
CALIDAD DEL DATO BIOESTRATIGRAFICO
ALTA DENSIDAD DE DATOS
MEDIA DENSIDAD DE DATOS
BAJA DENSIDAD DE DATOS
LEYENDA
CALIDAD DEL DATO BIOESTRATIGRAFICO
ALTA DENSIDAD DE DATOS
MEDIA DENSIDAD DE DATOS
BAJA DENSIDAD DE DATOS
89
5.3.2 ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL
Se estableció un modelo estratigráfico secuencial regional en el área de estudio, en
donde se definieron cinco secuencias de segundo orden (K, A, B, C y D) o
tectonosecuencias, siete secuencias depositacionales de tercer orden (C-1, C-2, D-
1, D-2, D-3, D-4 y D-5) y cinco secuencias parasecuencias o secuencias de cuarto
orden (D-5a, D-5b, D-5c, D-5d y D-5e). El orden jerárquico de las secuencias se
definió utilizando la clasificación de Vail et al. (1991) (Figura 5.11).
Figura 5.11. Columna estratigráfica secuencial establecida para el área de estudio
90
La determinación de edades se basó en la bioestratigrafía disponible y
principalmente en foraminíferos planctónicos, nanoplancton calcáreo y
palinomorfos marcadores. El resumen de las especies marcadoras se ilustra en la
figura 5.12.
Figura 5.12. Especies marcadoras de edad presentes en el área de estudio.
5.3.2.1 Secuencia K
Parte de esta secuencia cretácica temprana se observa sólo en el pozo 1 a partir de
los 10678 pies marcado al tope por un límite de secuencia TOP-0 (SB), con un
espesor aproximado de 4500 pies (Figura 5.13, Anexo 10). Litológicamente se
observan intercalaciones de areniscas con menores espesores de lutitas haciéndose
más arcillosas hacia el tope. El patrón de apilamiento de los sedimentos presenta
una tendencia agradante en la base y granodecreciente hacia el tope, marcándose
una transgresión hasta el límite con la secuencia A: en el tope se observa un
cambio importante de paleobatimetría variando de continental a nerítico interno.
91
Según el informe Lagoven-Amoco (1994), fueron encontrados sedimentos
continentales que consisten de lutitas multicolores y moteadas, así como arcillas y
areniscas similares a las encontradas en la Formación Canoa en la cuenca Oriental
de Venezuela. A partir de los 10678 pies hasta la profundidad final se considera
este intervalo de edad Albiense Tardío.
El paleoambiente en este intervalo es netamente continental - fluvial, como lo
muestran las asociaciones palinológicas Cicatricosisporites y Dictyophyllidites
(14002 pies). La presencia de dinoflagelados en pocas cantidades indica que se
pudo tener cierta influencia marina durante el Albiense. De base a tope se
caracteriza por un ambiente continental a uno de plataforma interna.
La asociación de palinomorfos Reyrea polymorpha (98,9 - 137 Ma), Sergipea
naviformis, Eucommiidites troedssonii y Perotriletes pannaceus indican que la
secuencia es de edad Aptiense-Albiense ya que dichas especies son marcadoras del
Albiense, también se encuentra la presencia de E. klaszi (Albiense-Cenomaniense),
A. australis (65-144,2 Ma) y A. jardinus (93-145 Ma) los cuales tienen un rango de
vida más amplio.
Figura 5.13. Patrones de apilamiento en el pozo 1, secuencia K.(Ver Anexo 10 para mayor
detalle)
SISTEMAFORMACION
EQUIVALENTE TOPE GRCOT Litología Secuencia desegundo ordenDT ILD VshaleEPOCASISTEMA
FORMACIONEQUIVALENTE TOPE GRCOT Litología Secuencia de
segundo ordenDT ILD VshaleEPOCA
92
5.3.2.2 Secuencia A
Esta secuencia de segundo orden de edad cretácica se encuentra definida entre los
límites de secuencia TOP-0 y TOP-1 y es de edad Cretácico Tardío, el TOP-0 se
encuentra presente sólo en el pozo 1.
En el área de Las Piedritas (pozo 10) esta secuencia puede estar asociada a la
Fm.Tigre (Miembro Guavinita, de edad Coniaciense-Maastrichtiense)
perteneciente al Grupo Temblador a una profundidad de 18010 pies, con espesor
aproximado de 700 pies. La secuencia cretácica, depositada en un margen pasivo,
ha sido perforada por pocos pozos en el área y corresponden al Grupo
Temblador, Formación Tigre (Turoniense-Maastrichtiense), y está caracterizada
por depósitos de ambiente de plataforma; las muestras de canal de los pozos están
compuestas de arcillitas gris oscuro a negra, algunas veces blanquecinas o rojizas,
caoliníticas, con areniscas cuarzosas de grano fino a medio. En parte se observa
arcillita interlaminada con carbón y matriz orgánica y la presencia de la glauconita
(PDVSA, 2008). El patrón de apilamiento de los sedimentos es de tendencia
granodecreciente, hasta alcanzar una posible superficie transgresiva y luego un
patrón granocreciente producto de una progradación del sistema que alcanza la
discordancia TOP-1 (SB). El Cretácico Tardío se evidencia bioestratigráficamente
por la presencia de nanoplancton calcáreo M. staurophora (88-65 Ma) y W.
barnesae (>65 ma). Los foraminíferos bénticos A. beccarii, A. salsus, A. americanus,
M. fusca, Miliolidae, Lenticulina sp. y Uvigerina sp. indican una paleobatimetría que
varía entre costero y plataforma interna.
En el área de Delta Centro en el pozo 11 se tiene la presencia de la Formación
Tigre. Hacia el sur se observan facies más arenosas que hacia el noroeste y una
paleobatimetría más continental (casi fluvial), con un espesor de 400 pies de
areniscas y un patrón de apilamiento granocreciente hacia el tope, producto de una
regresión hasta alcanzar el límite de secuencia TOP-1. Entre los palinomorfos se
encuentran Araucariacites sp., Ariadnaesporites spinosus (88,5- 65 Ma)
Psilatriletes guaduensis, Distaverrusporites simplex, Gabonisporites sp.,
93
Tricolpites reticulominutus, Retinaperturites sp. los cuales indican una edad
Campaniense a Maastrichtiense temprana. Las asociaciones palinológicas
presentes indican un ambiente costero. Hacia costafuera en los pozos 1 y 2 se
observa la presencia de la secuencia cretácica tardía con sedimentos compuestos
de limolitas, lutitas limosas, “mudstones”, glauconita y areniscas de grano fino; la
presencia de pelecípodos (Furrer, 1979; en Lagoven-Amoco, 1994) evidencia de
una plataforma estable con ambientes marinos someros (depósitos de llanuras de
mareas y deltaicas), esta idea es reforzada por las asociaciones palinológicas que
indican ambientes marino a marino marginal.
En el pozo 1 se observa la secuencia A completa entre los 8420 y 10678 pies con
un espesor de 2258 pies, y la presencia de los siguientes palinomorfos D.
acuminatum (65-84,5 Ma), B. andreevi (65-83,5 Ma), P. infusorioides (65-112,2
Ma) y S. cretacea (70-88,5 Ma), edad Turoniense a Campaniense, indicando que
el Maastrichtiense superior está posiblemente erosionado o los sedimentos de la
parte más alta del Cretácico no fueron depositados en esta área. El patrón de
apilamiento es de tendencia granocreciente hacia el tope con paquetes de arena
entre 100 a 150 pies. (Figura 5.14)
Figura 5.14. Patrones de apilamiento en el pozo 1, secuencia A.
En el pozo 2 (Anexo 11) está presente esta secuencia desde 12954 pies hasta la
profundidad final del pozo con 450 pies de espesor. Las especies Globotruncana
FORMACIONEQUIVALENTE TOPE GR COT Litología
Secuencia desegundo ordenDT ILD VshaleSISTEMA EPOCA
FORMACIONEQUIVALENTE TOPE GR COT Litología
Secuencia desegundo ordenDT ILD VshaleSISTEMA EPOCA
94
sp., Pseudotextularia sp., Heterohelix sp. y Ruglobigerina sp. indican una edad
Maastrichtiense inferior para todo el intervalo; este intervalo puede ser
equivalente a la Formación San Juan, constituida de base a tope por capas
arcillosas del intervalo transgresivo y termina con areniscas progradantes. Para la
zona de costa afuera los palinomorfos sugieren un ambiente marino aunque no
muy lejano de la línea de costa, así como los foraminíferos presentes sugieren un
ambiente de plataforma interna.
Di Croce (1995) refiere que los análisis palinológicos y sedimentológicos
muestran que estos sedimentos fueron depositados en un ambiente continental
tanto en el Cretácico Temprano como el Cretácico Tardío a veces con facies más
costeras.
5.3.2.3 Secuencia B
La secuencia B se define como una secuencia de segundo orden en el Paleoceno-
Eoceno. Se encuentra entre los límites de secuencia TOP-1 y TOP-3, con la
presencia de una superficie transgresiva identificada a través de registros,
denominada TOP-2. Cabe destacar que esta secuencia se encuentra presente sólo
en el área de costafuera, en los pozos 1 y 2 con un espesor que varía entre 836 y
1120 pies, haciéndose más espesa hacia el sur del área. Esta secuencia fue
depositada durante un ciclo transgresivo que comenzó en el Cretácico Tardío.
La secuencia de edad Paleoceno está presente en el intervalo 7805-8130 pies en
el pozo 1 y de 12378 a 12620 pies en el pozo 2, fue determinada por los
foraminíferos planctónicos Morozovella (Globorotalia) acuta, M. angulata que
ocurrieron en el Paleoceno Medio. M. velascoensis indica que es de edad
Paleoceno Tardío y Planorotaloides (Globorotalia pseudomenardii) indicando
una edad más joven. En el pozo 1 también se evidencia con la asociación de
palinomorfos P. cursus, P. operculatus, Mauritia y la presencia de B. annae con
el dinoflagelado C. fibrospinosum. La edad diagnóstica Eoceno Temprano está
determinada por la presencia de M. formosus (51,6-50,6 Ma).
95
Litológicamente la base de esta secuencia en el Paleoceno está compuesta de
lutitas limosas de color gris, ocasionales areniscas, y calizas glauconíticas algales
ligeramente coloreadas. Suprayacente a esta secuencia en el Eoceno Temprano la
secuencia está compuesta de lutitas grises arcillosas y hacia el tope la secuencia
(Eoceno Medio) consiste de limolitas y arcillas glauconíticas de color marrón, es
un intervalo sumamente glauconítico; estas litologías pueden compararse con las
formaciones Vidoño (Paleoceno) y Caratas (Eoceno) pudiendo ser equivalentes
laterales en costafuera.
Los foraminíferos diagnósticos presentes en el Eoceno Medio en esta sección son:
A. broedermanni (zona P10-P12), G. spinuloinflata, G. centralis y T. rohri. Los
foraminíferos bénticos presentes en la base de la secuencia Bathysiphon,
Glomospira, Cyclammina, Bolivinopsis grzybowski y la presencia de algunos
lentes calcáreos con algas y ostrácodos indican una paleobatimetría batial. Estas
formas son muy comunes en la Formación Vidoño del borde norte de la cuenca.
Al tope de la secuencia se tienen los foraminíferos bénticos Cibicides,
Lepidociclina, Nummulites, Discocyclina indicando una paleobatimetría mucho
más somera correspondiendo a un ambiente nerítico externo.
El apilamiento de la secuencia corresponde desde la base a un patrón
granodecreciente donde se observan en su mayoría grandes espesores de lutitas
hasta llegar a la superficie transgresiva o TOP-2. En el pozo 1 se observa
claramente la presencia de calizas. El perfil de Carbolog permite ver una posible
superficie de máxima inundación hacia el tope de la secuencia ya que se
concentran cantidades significativas de materia orgánica (Figura 5.15).
96
Figura 5.15. Litología y curvas en las secuencia B en el pozo 1.
Según Di Croce (1995) ésta es una secuencia delgada y condensada definida por
dos fuertes reflectores en “onlap”. Este espesor puede ser seguido en costafuera
pero en tierra fue erosionado o no depositado. Sin embargo solo en el pozo “S”
ubicado al norte de Monagas se reportaron 1300 pies de Eoceno Medio a Superior
de lutitas pelágicas y areniscas.
5.3.2.4 Secuencia C
La secuencia C fue clasificada de segundo orden o tectonosecuencia, la cual marca el
inicio del margen activo a finales del Oligoceno Tardío, y ésta a su vez incluye dos
secuencias de tercer orden Secuencia C-1 y Secuencia C-2.
5.3.2.5 Secuencia C-1
Esta secuencia se encuentra entre los límites de secuencia TOP-3 y TOP-4 y
pertenece al Eoceno - Oligoceno Tardío, esta está erosionada en el pozo 2. Según
Lagoven-Amoco (1984) esta secuencia fue depositada durante un ciclo regresivo a
finales del Oligoceno.
En el pozo 10 (Anexo 12, área de Las Piedritas) esta secuencia considera la
presencia del Oligoceno Tardío debido a la presencia de G. ciperoensis (30,3-
Perfil de Carbolog Calizas
FORMACIONEQUIVALENTE TOPE GR COT LitologíaDT ILD VshaleSISTEMA EPOCA
Perfil de CarbologPerfil de Carbolog Calizas
FORMACIONEQUIVALENTE TOPE GR COT LitologíaDT ILD VshaleSISTEMA EPOCA
97
23,8 Ma) a 17990 pies (PDVSA, 2008); también en este intervalo están presentes
los especímenes de H. recta (29,8-23,3 Ma) , D. deflandrei (24-10,9 Ma) y S.
conicus (27,5-18,3 Ma), siendo esto coherente con los perfiles de carbolog
realizados para el pozo donde se observa un cambio notorio al tope del reflector
marcado por la sísmica de edad Oligoceno Tardío (Figura 5.16).
El espesor de la secuencia en este pozo es de 1000 pies y la paleobatimetría varía
desde costero a nerítico medio, se tiene la presencia de los foraminíferos bénticos
A. beccarii, A. salsus, A. americanus, Lenticulina sp., Uvigerina sp, M. fusca y
Miliolidae. El patrón de apilamiento es aserrado con espesores de arena entre 300
y 500 pies con espesores menores de lutitas intercaladas.
En el área de Delta Centro esta secuencia se identificó en el pozo 11 (Anexo 13),
aunque no hay fósiles o pláncticos que indiquen el Oligoceno, a través del perfil
Carbolog (Figura 5.17) se pudo identificar un cambio o pico de COT indicando el
tope o discordancia y también reconocida en la sísmica de edad Oligoceno Tardío
o TOP-4.
Figura 5.16. Perfil de Carbolog del pozo 10.
Tope Oligoceno
Tope Oligoceno
GR COTRHOBDT
Tope Oligoceno
Tope Oligoceno
GR COTRHOBDT
98
El patrón de apilamiento indica una secuencia granodecreciente hasta alcanzar un
máximo y vuelve a ser granocreciente o progradante hasta alcanzar el límite o
tope de la secuencia, se observan espesores de arena de 100 pies. La
paleobatimetría es netamente continental, no hay foraminiferos bénticos, sólo
asociaciones palinológicas.
Fig. 5.17. Perfil de Carbolog del pozo 11.
En costa afuera se identificó esta secuencia en el pozo 1 en el intervalo 6675-7299
pies con paquetes de areniscas entre 150 y 300 pies de espesor y intercaladas con
lutitas de color marrón grisáceo, observándose un patrón de apilamiento
granocreciente en la base y agradante hacia el tope. La presencia de G. ciperoensis
(6720 pies) indica la presencia del Oligoceno Tardío asi como los pláncticos S.
senni, C. chipolensis y los foraminíferos bénticos Nummulites sp., Lepidociclina y
Heterostegina indican un ambiente nerítico medio a interno periarrecifal.
TOP-4 (SB)TOP-4 (SB)
GR COTRHOBDT
TOP-4 (SB)TOP-4 (SB)
GR COTRHOBDT
99
Estas secuencias en costa afuera se asemejan a la descripción realizada en el CIEN
(2009) para la Formación Merecure identificada también por Di Croce (1995). El
Eoceno Superior es la base de esta secuencia y está determinado por la presencia
de G. cerroazulensis cerroazulensis en el pozo 2.
En el núcleo del pozo 2 en el intervalo 11878-11889 pies se observó una lutita
negra con laminación paralela glauconítica y areniscas de grano fino en capas
muy delgadas, la cual integrada con la información micropaleontológica sugiere
una depositación en una plataforma bajo condiciones anóxicas (Globocassidulina,
Lenticulina sp., Bolivina sp., Nodosaria, Cibicides sp. y Cyclaminna sp.). Los
foraminíferos bénticos hacia el tope de la secuencia indican aguas profundas
(plataforma exterior - inflexión hacia profundidades abisales) con algunas
turbiditas.
5.3.2.6 Secuencia C-2
La secuencia C-2 de tercer orden se encuentra entre los límites de secuencia TOP-4 y
TOP-6, Mioceno Temprano a Medio y tiene una superficie transgresiva “TS”
identificada como TOP-5.
En el área de Las Piedritas esta secuencia se identificó en los pozos 9 (Anexo 14) y
10; en el pozo 10 (14751-17007 pies) se encuentran presentes: C. vanraadshooveni
(16,4-11,2 Ma), S. heteromorphus (19-13,6 Ma), H. ampliaperta (23,2-15,6 Ma) y
entre los pláncticos, F. peripheroacuta (15,1-12,5 Ma), G. bisphericus (17,2-15,1
Ma), P. sicana (16,6-15,1 Ma) indicativos de la edad Mioceno Temprano.
La paleobatimetría en este pozo varía desde nerítico interno a batial de base a tope.
Entre los ambientes más someros a 16790 pies nerítico interno (Q. seminula, A.
beccarii, Sigmoilopsis sp.), ambiente neritico externo a 16290 pies (L. subpapilosa,
L. americana, L. jeffersonensis, U. isidroensis y U. peregrina); batial superior
(16000 pies) B. imporcata, B. multicostata, G. ovata, G. subglobosa, P. commatula y
100
batial medio a 15000 pies C. cancellata, C. placenta, A. pozonensis, V. flexilis, C.
subglobosus.
Litológicamente se observa un paquete de areniscas en la base de la secuencia,
aproximadamente de 100 a 150 pies, pasando hacia el tope a un gran espesor de
lutitas (800 pies) con un patrón de apilamiento granodecreciente hacia el tope de la
secuencia; la paleobatimetría indica una retrogradación y profundización de
ambientes, indicando así la superficie transgresiva “TS” indicada como TOP-5
coincidiendo con un ambiente batial medio.
La secuencia en el pozo 9 está erosionada en la base, tiene un espesor aproximado de
1900 pies. En este pozo la paleobatimetría representa un ambiente nerítico externo
(B. carapitano y Clavulina-17).Litológicamente está compuesta por areniscas en la
base y grandes espesores de lutitas hacia al tope, con un patrón de apilamiento
granodecreciente a lo largo de las secuencias, con arenas en la base de 20 pies de
espesor.
Se identificaron las formaciones Oficina de edad Langhiense en la base y la
Formación Carapita (con facies más marinas indicados por los paleoambientes) a
partir del TOP-5 y la Formación Freites (equivalente lateral de Carapita) pero con
facies más someras indicadores por la paleobatimetría del nerítico externo.
En el pozo 11 (14460-12697 pies) se observa la presencia de los palinomorfos: C.
vanraadshooveni, C.colombianus, P. triangulatus, R. brevis, B. hirsuta, O.
centrocarpum, H. zoharyi. En cuanto a los foraminíferos pláncticos se tienen G.
fohsi fohsi, G. peripheroronda (zona N10/9), G. fohsi robusta/lobata (zona N12/11)
ambas del Mioceno Medio.
Los foraminíferos bénticos presentes en la base de la secuencia son Amphistegina
spp., Planorbulinella trinitatensis, L. soldanii, Nummulites cf. trinitatensis indican
un ambiente costero a nerítico interno y hacia el tope se tienen Hanzawaia carstensi,
101
B. imporcata, B. multicostata y Planulina doherti que indican un ambiente nerítico
medio a batial superior.
Litológicamente se compone de areniscas y limolitas en la base, con un espesor de
lutitas presentando un patrón de apilamiento granodecreciente en arenas de 50 a 100
pies y seguido por un espesor de lutitas desde el TOP-5 hasta el tope de la secuencia
con 1200 pies de espesor.
En costafuera en el pozo 1 (5745-6674 pies) esta secuencia en su base comienza con
un cambio muy marcado tanto en fauna como litología. Los restos orgánicos más
importantes son corales, algas, (Halimeda y Lithotamniun), fragmentos de
equinoideos y macroforaminíferos (Miogypsina, Lepidocyclina, Nummulites). Esta
asociación representa probablemente la parte central de un complejo arrecifal
coralino. La ocurrencia de G. menardii (0-12,5 Ma) determina la edad de esta
secuencia como la parte superior del Mioceno Medio (Lagoven-Amoco, 1994).
En el pozo 2 (10758-12117 pies) se observa la presencia de G. insueta (15-18,8 Ma)
indicando el Mioceno Inferior. Según Lagoven-Amoco (1994) a 10740 pies existe
un cambio de lutitas fosilíferas grisáceas a marrones, con un incremento hacia la
base en el contenido de glauconita aumentando también el número de foraminíferos
calcáreos. Los bentónicos indican aguas profundas (plataforma exterior-parte
superior del talud). Los foraminíferos pláncticos más importantes vistos hacia el tope
de la secuencia en este intervalo son G. menardii, G. siakensis y desde 11325 pies G.
fohsi lobata y G. fohsi fohsi del Mioceno Medio.
El patrón de apilamiento es granodecreciente de base a tope indicando una
transgresión. Este intervalo se compara con las formaciones equivalentes Oficina en
la base y a partir del TOP-5 equivalente lateral de la Formación Freites.
Según los perfiles de COT_sr interpretados para los pozos, se pueden ver en esta
secuencia dos pulsos transgresivos o máximas transgresiones significativas las cuales
fueron considerados del Langhiense y Serravaliense (ambos del Mioceno Medio).
102
(Figura 5.18) Estos pulsos máximos transgresivos se ven evidenciados por la
presencia de materiales arcillosos (lutitas, arcillas) a lo largo de la secuencia, así
como la presencia de calizas en el pozo 1 en la secuencia C-2.
Figura. 5.18. Transgresiones del Langhiense y Serravaliense (Mioceno Medio) en el pozo 10
evidenciadas por los perfiles de Carbolog.
5.3.2.7 Secuencia D
Es la última tectonosecuencia de segundo orden definida en este estudio y
pertenece al Mioceno Tardío- Plioceno-Pleistoceno, la cual incluye cinco
secuencias de tercer orden D-1, D-2, D-3, D-4 y D-5 y cinco secuencias de cuarto
orden D-5a, D-5b, D-5c, D-5d y D-5e.
5.3.2.8 Secuencias D-1, D-2 y D-3
La secuencia D-1 de tercer orden se encuentra definida por los límites de
secuencia (SB) TOP-6 y TOP-7, la secuencia D-2 se encuentra definida por los
Serravaliense
Langhiense
GR COTRHOBDT
Serravaliense
Langhiense
GR COTRHOBDT
103
límites TOP-7 y TOP-8. La secuencia D-3 está definida entre los límites de
secuencia TOP-8 y TOP-9.
Estas secuencias se encuentran presentes en tierra (Delta Centro y Las Piedritas) y
fueron identificadas en los pozos 9, 10 y 11; mientras que en el área de costafuera
en los pozos 1 y 2 se encuentran presentes sólo la secuencia D-3; la secuencia D-1
sólo en el pozo 2 ya que fue probablemente erosionada por la discordancia mayor
denominada TOP-9 (Mioceno Tardío) producto del margen activo generado por el
paso de la placa del Caribe; más al norte en el pozo 4 (Anexo 15) se encuentra
presente sólo el tope de la secuencia D-3 y en el pozo 3 (Anexo 16) no llegó a
perforar ninguna de estas secuencias.
Todas estas secuencias fueron reportadas como Mioceno Tardío (Tortoniense) y
representan a la Formación La Pica, correlacionándose esta formación también
como equivalente lateral en costafuera.
En el pozo 10 se observa esta secuencia con su mayor espesor de 9821 pies y la
presencia de las 3 secuencias de 4to. Orden (D-5a, D-5b y D-5c). Se tiene la
presencia de los palinomorfos E. spinosus (11,2-0 Ma) y P. diederixi (11,2-0 Ma)
y los especímenes C. floridanus a 10991 (35-11,8 Ma); entre los foraminíferos
bénticos se tiene Textularia-22 y Trochaminna-18, no se reportan otras especies
dentro del intervalo.
El patrón de apilamiento tiene tres secuencias granocrecientes de 2500 a 3000 pies
siendo arenas lutíticas en la base y culminando con espesores de 50 pies de
areniscas al tope. La paleobatimetría indica ambientes de plataforma media a
externa en la base mientras que se va somerizando se tienen ambientes más
costeros a continentales. (Giffuni, 1995).
En el pozo 9 esta secuencia presenta un espesor de 7889 pies en el intervalo
17861-9972 pies, y se tiene la presencia del palinomorfo Pachidermites diederixi
(11,2- 0 Ma) indicando el Mioceno Tardío. En cuanto a los foraminíferos bénticos
104
se observa Eggerella-30 y Cibicides-18 que señalan un ambiente nerítico externo
a nivel de la secuencia D-1; a partir de 15000 pies hasta 12696 pies se van
somerizando los ambientes hasta pasar a un ambiente nerítico interno evidenciado
por la presencia de Textularia-22 y Trochammina-18 (secuencia D-2), y
profundizándose a partir de allí hasta 11750 pies, alcanzando un ambiente batial
medio. Se tiene la presencia de Alveovalvulinella suteri y Batysiphon carapitanus
hasta 10800 pies (secuencia D-3), a partir de allí, los ambientes varían de nerítico
externo a interno (Trocchamina-17, Buliminella picaensis). (figura 5.19)
Figura. 5.19. Carta cronoestratigráfica del pozo 9 (Anexo 11). Secuencias D-1, D-2 y D-3 de edad
Mioceno Tardío.
A rasgos generales se observan tres intervalos granocrecientes hacia el tope,
definido cada uno por una secuencia de cuarto orden, alcanzando su máximo en
una arena de espesores entre 40 y 60 pies.
En Delta Centro en el pozo 11 la secuencia presenta un espesor de 5988 pies
entre los 12697 y 6709 pies, se tiene la presencia de G. menardii (10,90-11,40 Ma
a 11800 pies) indicando una edad Mioceno Tardío dentro de la secuencia D-1 , a
8200 pies se tienen reportes de los palinomorfos E. spinosus (0-11,2 Ma), G.
magnaclavata (1,77-16,4 Ma), R. ovalis (1,77-54,8 Ma), F. longispinosus (1,77-
FOR
MAC
ION
EQU
IVAL
ENTE
TOPE GR COT LitologíaSecuencia de
2do, 3er y 4to ordenDT Vsha
le
RHOB Bioestratigrafía PaleobatimetríaSER
IE
EPOCA
PISO
FOR
MAC
ION
EQU
IVAL
ENTE
TOPE GR COT LitologíaSecuencia de
2do, 3er y 4to ordenDT Vsha
le
RHOB Bioestratigrafía PaleobatimetríaSER
IE
EPOCA
PISO
105
11,2 Ma), R. sommeri (1,77-23,8 Ma), C. columbianus (1,77-33,7 Ma), R.
brevis (0,8-33,7 Ma) B. baumfalki (0,8-54,8 Ma), estas asociaciones indican el
Mioceno Tardío de la zona E. spinosus- P. diederixi.
Los foraminíferos bénticos que están reportados a 9600 pies son Eggerella
forestensis, Haplophragmoides aff. narivaensis, Valvulina flexilis, Bathysiphon
sp., Alveovalvulina suteri, Cyclammina carinatum, Reticulophragmium
venezuelanum indicando una paleobatimetría batial.
El patrón de apilamiento es granocreciente hacia el tope en toda la secuencia
mostrando espesores de lutitas y paquetes de arena en el tope a 250 pies.
En el área de costafuera en el pozo 1 se observa sólo la presencia de la secuencia D-3
en el intervalo 5343- 5745 pies, a 5510 pies se tiene las siguientes especies de S.
mirabilis (0-33,7 Ma), N. lemniscata (0-54,8 Ma), O. israelianum (0-54,8 Ma), S.
brevispinosa (1,77-23,8 Ma), S. nephroides (0-54,8 Ma) y los foraminíferos
pláncticos O. universa (0-15,1 Ma), G. obliquus (4-16,4 Ma), G. trilobus (0-23,2
Ma), Gb. sacculifera (0-21,5 Ma), G. quadrilobatus (0-18,8 Ma), G. altispira
(4,6-18,8 Ma), G. venezuelana (4,18-45,8 Ma), S. seminulina (1,8-17,3 Ma), G.
menardii (0-12,5 Ma) y G. praemiocenica (2,3-10,6 Ma) indicando esta última el
Mioceno Tardío (Tortoniense), la paleobatimetría en este intervalo indica un
ambiente nerítico interno, evidenciado por la presencia de Cancris y Uvigerina. El
patrón de apilamiento es aserrado y sólo se observa la presencia de lutitas.
En el pozo 2 están presentes las secuencias D-1 y D-3 en el intervalo 8537 y
10758 pies del Mioceno tardío; la secuencia D-2 fue erosionada o no fue
depositada. Se tiene la presencia de Gr. variabilis (5,6-15,1 Ma) a 9050 pies,
indicando Mioceno Medio a Tardío.
Entre los foraminíferos bénticos se encuentran reportados Uvigerina, Lenticulina,
Bolivina y Buliminella que indican un paleoambiente nerítico externo a batial
superior.
106
Los sedimentos principales del intervalo son arcillitas no calcáreas de color verde
grisáceas, limolitas y areniscas de grano fino, ambas intercaladas con arcilitas.
Los nódulos de pirita también son frecuentes (Carpeta de pozo 2), a nivel de
patrón de apilamiento no se observa una tendencia clara a través del uso del GR.
En el pozo 4 se tienen 2000 pies de esta secuencia, el pozo no consiguió ver el
tope, no hay fósiles diagnósticos, sin embargo en trabajos previos en Punta
Pescador se reporta el Mioceno Tardío y un paleoambiente de batial medio a
inferior.
5.3.2.9 Secuencia D-4
Esta secuencia de tercer orden está definida entre los límites de secuencia TOP-9 y
TOP-11 y pertenece al Mioceno Tardío a Plioceno sin diferenciar.
En el área de tierra “onshore”, en el pozo 9 tiene un espesor de 3676 pies (9972-
6296 pies). Litológicamente a nivel de registro se observan espesores de areniscas de
máximo 50 pies intercaladas con espesores mayores de lutitas (70 a 100 pies).
El patrón de apilamiento es granodecreciente hasta alcanzar una superficie de
máxima inundación TOP-10 a 8422 pies, y luego granocreciente hasta 6800 pies, en
donde comienza a ser granodecreciente o transgresivo, indicando un espesor de
lutitas de aproximadamente 300 pies.
La paleobatimetría está indicada por los bénticos Milliammina sp. y Ammonia
beccarii que evidencian un ambiente continental con algunas variaciones costeras.
En el pozo 10 esta secuencia presenta las mismas características que en el pozo 9
pero con un espesor de 2266 pies (4930- 2664 pies), no se tienen fósiles que
indiquen edad o ambiente para estos pozos en reportes previos.
En el pozo 11 la secuencia presenta un espesor de 2143 pies (4566- 6709 pies) y el
TOP-10 o la superficie de máxima inundación se encuentra a 5997 pies.
107
En el área de costa afuera en el pozo 4 en Punta Pescador, esta secuencia presenta un
espesor de 4000 pies (9438-13445 pies), no se encontraron evidencias de fósiles
pero, la paleobatimetría en PDVSA (2008) indica una somerización de ambientes
hacia el tope de la secuencia desde batial medio a superior, pasando por ambientes
neríticos y en el tope de la secuencia un carácter continental-transicional,
litológicamente se tienen espesores de lutitas intercalados con areniscas y limolitas,
con un patrón de apilamiento agradante a granodecreciente de base a tope.
En el pozo 2 la secuencia tiene un espesor de 774 pies (7763-8537 pies), sólo se
reporta según Lagoven-Amoco (1994) la presencia de Gr. menardii (6,5-2,2 Ma)
restringida al Mioceno Tardío a Plioceno (zona N11.5-N18) así como la presencia
G. dehiscens a (0-5,7 Ma a 8460 pies) y S. seminulina (1,8-16,4 Ma).
Los foraminíferos bénticos indican un ambiente nerítico interno con la presencia de
Recurvoides obsoletum a 7920 pies y Alveolvalvulina suteri a 8100 pies indicando
un ambiente más profundo de batial superior a nerítico externo.
En el pozo 1 la secuencia presenta un espesor de 890 pies (4453- 5343 pies), no se
tienen fósiles reportados en estudios anteriores, aunque se habla de una
paleobatimetría continental a costera. La litología en el registro es completamente
lutítica.
Finalmente en el pozo 3 observamos esta secuencia con un espesor de 3000 pies
(11743- 14956 pies), dicho pozo no perforó la base de la secuencia.
En cuanto a los fósiles presentes fueron reportados por Sánchez (2004) P.
caribbiensis, D. brouwerii y D. variabilis a 14720 pies y una litología en el intervalo
13250 a 14960 pies, compuesto de areniscas de grano medio a grueso, muy mal
escogidas intercaladas con limolitas de color marrón oscuro, fragmentos de limolitas
color naranja, rojizo y microinclusiones carbonosas y minerales sulfurosos color
amarillo y yeso. Además de limo arenoso calcáreo con costras hematíticas.
108
Los géneros y especies bénticos reportados en este intervalo corresponden a:
Eggerella sp., Reticulophragmium sp., Glomospira charoides, Cribrostomoides
sp, Elphidium sp., Discorbis sp., Planulina sp., Sigmoilopsis sp., Bulimina strita
var mexicana. Las asociaciones de foraminíferos bénticos reportadas en este
intervalo corresponden a un ambiente nerítico de plataforma externa (Sánchez,
2004).
En el registro se observa un patrón de apilamiento, agradante con poco espesor de
areniscas intercalados con lutitas de aproximadamente 500 pies.
5.3.2.10 Secuencia D-5
La secuencia D-5 es de tercer orden y está definida entre los límites TOP-11 y TOP-
17 e incluyen cinco parasecuencias de cuarto orden D-5a, D-5b, D-5c, D-5d y D-
5e. Esta secuencia fue definida como Plioceno-Pleistoceno (Figura 5.20), sin
diferenciar el límite entre ambas edades. Dichas parasecuencias marcan el relleno
sedimentario de la cuenca hacia el este, influenciado por las fallas gravitacionales,
la tectónica de lodo y el gran aporte de sedimentos.
Figura 5.20. Secuencia deltaica progradante en los pozos del Plioceno -Pleistoceno.
O E
TOP-17
POZO-4 POZO-6POZO-3 POZO-5
O E
TOP-17
O E
TOP-17
POZO-4 POZO-6POZO-3 POZO-5
109
Estas secuencias se ven mejor expresadas en el área de progradación del delta,
principalmente en los pozos 3 y 4 que perforaron mayormente la secuencia del
Plioceno-Pleistoceno completa (casi hasta la profundidad final) por encontrarse en
la zona de fallas lístricas generadas por alto aporte sedimentario y con grandes
espesores de sedimentos (Figura 5.20)
En el pozo 10 (Las Piedritas) se tiene las secuencias D-5a, D-5b y D-5c con un
espesor total de 2664 pies. Litológicamente se observan en el registro espesores
de arena de 100 a 300 metros de espesor, con un patrón agradante en la base y
granodecreciente hacia el tope; los espesores de lutitas se van haciendo mayores a
medida que se someriza en la secuencia.
En el pozo 9 están presentes las secuencias D-5a, D-5b y D-5c con un espesor
total de 6296. Litológicamente se observan lutitas en la base con espesores de
hasta 500 pies, y espesores de arenas entre 50 y 90 pies aproximadamente, el
patrón de apilamiento es granocreciente hacia el tope, lo que indica una
progradación de la secuencia. No se tienen evidencias o registros de fósiles
datadores de edad, pero si la presencia de foraminíferos bénticos como A. beccarii
que indican un paleoambiente continental a costero.
En el área de Delta Centro, en el pozo 11 están presentes todas las secuencias de 4to.
orden D-5a, D-5b, D-5c, D-5d y D-5e con un espesor aproximado de 4586 pies y
un patrón agradante con espesores de arenas de hasta 300 pies en la base
haciéndose menores hacia el tope e intercaladas con lutitas.
Entre los palinomorfos se encuentran presentes E. mcneilly, G. magnaclavata,
Maravenites polyoratus, F. spinosus y R. evansii, este último indicando el
Plioceno-Pleistoceno, el paleomabiente pasa de ser continental en la base y
costero hacia el tope; se tiene la presencia de Hedyosmum y Cyperaceae.
110
En los pozos 1 y 2 (zona de margen pasivo al sureste) se tiene presentes todas las
secuencias de cuarto orden con espesores entre 4453 y 7763 pies respectivamente,
con un patrón granocreciente hacia el tope.
Litológicamente se tiene la presencia de lutitas en la base con espesores entre
2000 y 2500 pies. Las arenas empiezan con espesores de 40 pies incrementándose
hacia el tope con 300 pies y hasta 500 pies en el pozo 1; la tendencia de estas
arenas hacia el tope es agradante.
Bioestratigráficamente se tiene la presencia de los palinomorfos G. magnaclavata,
N. lemniscata y S. nephroides, la asociación Cyperaceae que indica un ambiente
continental a costero.
En el área de progradación del delta del Orinoco en los pozos 3 y 4 se observan
los mayores espesores de esta secuencia 11743 y 9436 pies respectivamente, con
un patrón granocreciente hacia el tope y mayores espesores de arena. Se observa
hacia el este (sentido de la progradación) la presencia de arena pero con intervalos
más lutíticos.
La presencia de A. verus y P. caribbiensis muestran el Plioceno-Pleistoceno. En
cuanto a los paleoambientes en el oeste (Pozo 4) son más continentales y costeros
y más hacia el este (Pozo 3) tienden a ser de nerítico externo a interno, se tienen
los bénticos Bulimina margarita, Uvigerina, Bolivina sp., Nonionella atlantica.
5.4 MODELO PALEOAMBIENTAL
Para el modelo paleoambiental se utilizaron ocho mapas desde el Cretácico al
Pleistoceno. Se tomó en cuenta la paleobatimetría y ambientes, de mapas
generados previamente (Lagoven-Amoco, 1994; Di Croce, 1995; PECA, 2000;
Santiago et al. 2009) para comprender la evolución de la cuenca y sus diferentes
estadios tanto a nivel estructural como a nivel estratigráfico y sedimentológico.
111
Desde el Cretácico al Paleógeno el margen pasivo de la cuenca Oriental de
Venezuela estuvo bajo los efectos de una subsidencia termal, recibiendo
sedimentos siliciclásticos que se depositaron en un ciclo principalmente de
carácter transgresivo asociado al efecto “greenhouse” relacionado con subidas
eustáticas del nivel del mar.
5.4.1 Cretácico Temprano
Este período está asociado a un ambiente de tipo “margen pasivo” asociado a un
evento de “greenhouse” con variaciones eustáticas menores del nivel del mar.
Esta secuencia se identificó en el pozo 1 y se ve parcialmente en los pozos 2, 10 y
11.
Con base en los datos obtenidos tanto en los pozos 1 y 2 como en la sísmica, se
interpreta que estas unidades son de carácter continental a transicional, compuesto
principalmente por areniscas depositadas en un ambiente que varía de norte a
noreste entre plataforma interna a externa. La sedimentación en esta área es
principalmente continental a transicional (Figura 5.21).
Figura 5.21. Mapa paleoambiental para el Cretácico Temprano en el área de estudio.(Tomado y
modificado de PECA, 2000).
112
5.4.2 Cretácico Tardío
Durante del Cretácico Tardío (Figura 5.22) fueron depositadas las areniscas
regresivas de la Formación San Juan (Maastrichtiense) en un margen pasivo con
dirección de sedimentación de sur a norte, seguido por una subida eustática del
nivel de mar, los ambientes son principalmente de plataforma media a talud.
Figura 5.22. Mapa paleoambiental para el Cretácico Tardío en el área de estudio..(Tomado y
modificado de PECA, 2000).
5.4.3 Paleoceno y Eoceno
Las unidades Paleoceno y Eoceno en la Plataforma Deltana consisten en una
secuencia lutítica de aproximadamente medio segundo de espesor total
depositadas en un ambiente de plataforma externa a marina (PECA, 2000).
Estas unidades se encuentran presentes sólo en costafuera, están ausentes tanto en
el área de Las Piedritas como en Delta Centro, sólo se evidencia en un pozo
ubicado al norte de Monagas según Di Croce (1995).
La depositación para esta época corresponde a la sedimentación de facies
sedimentarias de talud durante el Paleoceno con la Formación Vidoño y la
plataforma externa durante el Eoceno con la Formación Caratas, con aporte en
113
dirección norte-sur. Los depósitos de calizas eocenas en el norte de Monagas
corresponden a una barrera arrecifal costera cuyos equivalentes laterales pueden
existir más al este (Figura 5.23).
Figura 5.23. Mapa paleoambiental para el Paleoceno-Eoceno en el área de estudio.(Tomado y
modificado de PECA, 2000).
5.4.4 Oligoceno Tardío a Mioceno Temprano
El final de la fase de margen pasivo en el Oligoceno es un período importante de
depositación de posibles rocas reservorios. Usando las reflexiones sísmicas, Prieto
(1987) en PECA (2000) describe la unidad Oligoceno como una cuña o prisma de
plataforma marginal, progradante hacia el norte y que solapa hacia el sur sobre la
discordancia del Eoceno. Evidencias de esta truncación erosional confirman que la
cuña oligocena se restringe hacia el sur de la Plataforma Deltana, presentándose
en forma paralela a la línea de costa. Hacia el norte pudiera haber sido erosionada
o alternativamente no se depositó, aunque en el pozo 2 el Oligoceno no fue
detectado y se considera ausente ya sea por erosión o no depositación, no es
descartable la presencia de sedimentos del Oligoceno en el norte, de acuerdo a Di
Croce (1995), esta secuencia corresponde a una sección condensada buzamiento
abajo del remanente erosional perforado por el pozo en cuestión (Pozo 1).
En el pozo 1 la secuencia se compone en su base por lutitas glauconíticas con
abundantes fósiles que gradan a calizas. La parte superior consiste en una
114
secuencia progradante de areniscas de grano medio a grueso de color blanco.
Usando datos paleontológicos, litológicos y sísmicos, el Oligoceno se interpreta
como una unidad progradante en un ambiente marino somero a deltaico (figura
5.24).
La siguiente fase corresponde a los depósitos del período Oligoceno Tardío–
Mioceno Temprano y éstos están presentes en Las Piedritas y Delta Centro,
representando facies fluvio-costeras arenosas (Formación Merecure) y separados
por un intervalo más lutítico que está asociado a la transgresión marina del
Chatiense (~ +70m, Miller et al., 2005). En el área de costafuera en la zona de
margen pasivo un complejo arenoso progradante hacia el noreste indica la
presencia de pequeños abanicos fluviales a deltaicos probablemente relacionados
con cuenca de drenaje del escudo de Guayana durante este período.
Esta fase está asociada con el inicio del evento de “icehouse” y las formaciones
fueron depositadas en una fase inicial transgresiva, la dirección de depositación
cambia desde el suroeste al noreste y comienza el margen activo con el desarrollo
del “foredeep”.
Figura 5.24. Mapa paleoambiental para el Oligoceno Tardio a Mioceno Temprano en el área de
estudio. (Tomado y modificado de PECA, 2000).
115
5.4.5 Mioceno Temprano a Medio
Di Croce (1995) en su interpretación de la sedimentación del Mioceno, identificó
las tres unidades que lo componen. La secuencia inferior, localizada hacia el sur-
sureste, consiste en una plataforma carbonática delgada compuesta por calizas
micríticas coralinas y lutitas limosas color oliva. Análisis paleontológicos indican
que estos sedimentos fueron depositados en un ambiente nerítico externo a batial
superior. (Figura 5.25)
Esta fase corresponde a las dos transgresiones marinas mayores del terciario:
durante el Langhiense, la depositación de facies sedimentarias de arenas costeras
en el sur de Monagas (Formación Oficina) está marcada por un intervalo lutítico
asociado a la transgresión que ocurre durante el Langhiense (~+30 m, Miller et
al., 2005). Por otro lado, la profundización de ambiente entre las formaciones
Oficina y Freites debe corresponder a la transgresión marina del Serravaliense
(~+30 m, Miller et al. 2005).
Figura 5.25. Mapa paleoambiental para el Mioceno Temprano a Medio en el área de estudio.
(Tomado y modificado de Santiago et al., 2009).
116
La unidad del Mioceno Medio que se ubica en la mayor parte del área de estudio,
tiene unos 600 pies de espesor y está compuesta por lutitas de color verde oliva
que sugieren un paleoambiente de plataforma externa.
Estas dos transgresiones fueron identificadas en el pozo 10 ubicado en el área de
Las Piedritas a través del registro de COT.
5.4.6 Mioceno Tardío
El margen activo de la Plataforma Deltana comenzó durante el Mioceno Tardío,
cuando el margen pasivo suramericano colisionó con el frente transpresional de la
placa Caribe. Una gran cuña de sedimentos del Neógeno con tres tipos de origen
cubrió toda el área y llenó la cuenca antepaís. La primera fuente de sedimentos
proviene del macizo Guayanés, la segunda del cinturón plegado de Trinidad y la
tercera de sedimentos más antiguos localizados al oeste, erosionados y
transportados por el proto-Orinoco (Di Croce, 1995).
La secuencia regresiva del Mioceno Tardío está cortada por profundos valles
incisos o cañones submarinos de gran escala, que se disponen de oeste a este y
que erosionaron gran parte de los sedimentos miocenos. El tamaño de estos
cañones está en el orden de 8 a 10 Km de ancho y 500 m de profundidad. Prieto
(1987) explica la formación de los cañones con un modelo sub-aéreo, la presencia
de grandes ríos y una importante caída del nivel del mar aumentada por efectos
tectónicos que provocaron su formación, aproximadamente a los 5.5 Ma (límites
de secuencia de Haq et al., 1988, Di Croce, 1995). Estratigráficamente los
cañones fueron rellenados con material de derrumbe y con lodo hemipelágico,
caracterizado por lutitas verde oliva con abundantes foraminíferos, capas delgadas
de material turbidítico y areniscas de grano fino. Los sedimentos fueron
depositados en un ambiente marino con profundidades de agua batial medio a
superior, caracterizado por la presencia de los abanicos submarinos por debajo del
pie de talud.
117
Hacia el centro de la cuenca, utilizando los datos de los pozos 1 y 2, se reporta
una litología compuesta por lutitas grises intercaladas con areniscas finas. La
depositación de la Formación La Pica marca la llegada del “Proto-Orinoco” en el
área de estudio, desde el oeste hacia el este a partir del Mioceno Tardío (Figura
5.26).
Figura 5.26. Mapa paleoambiental para el Mioceno Tardío en el área de estudio. .(Tomado y
modificado de PECA, 2000).
5.4.7 Plioceno
La secuencia del Plioceno ocupa la mayor sección en el área de la Plataforma
Deltana en las regiones del margen pasivo y en las provincias del norte.
Estructuralmente mantiene un buzamiento suave hacia el NE, similar a las
unidades subyacentes, y alcanza un espesor máximo en tiempo entre 5 y 5,5
segundos. En las zonas vecinas a los pozos 5 y 6 existe un alto estructural o
“rollover”, de acuerdo al mapa estructural de la base del Plioceno (tope del
Mioceno Tardío); esta unidad alcanza la máxima profundidad conocida de 16000
pies cercana al pozo 3. No existen otros pozos hacia el extremo NE que hayan
penetrado el tope del Plioceno.
Estratigráficamente, las zonas de margen pasivo al sur y la zona de fallas lístricas
se caracterizan por la existencia de una serie de parasecuencias que progradan
118
generalmente en una dirección suroeste-noreste indicando principalmente el
relleno sedimentario molásico característico de esta edad.
La secuencia Plio-Pleistoceno se caracteriza por dos caracteres sísmicos
sedimentarios principales. Primeramente en la base, la sísmica muestra una facies
caótica progradante. Por el contrario, en secuencias más jóvenes, los caracteres
sísmicos están representados por clinoformos y por secuencias paralelas (Di
Croce, 1995).
Durante el Plioceno Medio a Superior hubo un incremento en el suministro de
clásticos finos provenientes del delta del Proto-Orinoco, el cual comenzó a
progradar en sentido OSO-ENE. Los sedimentos fueron depositados en un
ambiente de aguas someras. En la base de la secuencia del Plioceno Superior los
sedimentos aumentan en tamaño de grano, consistiendo en areniscas de grano fino
a medio intercalados con limolitas grises y lutitas. Hacia el tope los sedimentos
corresponden a una secuencia progradante de areniscas finas a gruesas con
abundantes fragmentos de fósiles, madera, chert, pelets y nódulos de pirita (Di
Croce, 1995). El Plioceno está presente en toda la cuenca y corresponde a la
depositación de las facies sedimentarias fluvio-deltaicas de gran espesor
(Formación Las Piedras) del “Proto-Orinoco” el cual está progradando hacia el
NE. Las facies lutíticas que existen en los pozos 1 y 2 indican que el delta no
estuvo presente en esta área durante el Plioceno Temprano. (Figura 5.27)
119
Figura 5.27. Mapa paleoambiental para el Plioceno en el área de estudio. .(Tomado y modificado
de PECA, 2000).
5.4.8 Pleistoceno
En general el ambiente de depositación del Pleistoceno es transicional a nerítico
externo. De acuerdo con Prieto (1987), el lado deprimido de las fallas lístricas se
caracteriza por la ausencia de facies fluviales y por una expansión de depósitos del
frente deltaico cuyos sedimentos son depositados del margen de la plataforma
hacia la zona del talud superior. De acuerdo a lo expuesto anteriormente, los
sedimentos del Pleistoceno son variables, similares a los del Plioceno Superior,
pero aumentando su contenido de arcillas y limolitas hacia el NNE lo cual indica
la separación de la fuente de aporte de sedimentos (Figura 5.28).
Estos depósitos están presentes en toda el área y corresponden a las facies
sedimentarias modernas que son fluviales (Formación Mesa) en la parte oeste
(Monagas) y deltaico (Formación Paria) en la parte costafuera del Este (cuenca de
Columbus y zona sur de Margen Pasivo). Las grandes caídas del nivel del mar del
Plio-Pleistoceno (Miller et al., 2005) pudieron generar una migración del delta
hacia el borde de la plataforma y transformar el delta en “Shelf Edge Delta”
favoreciendo la transferencia de arena por flujos turbidíticos en el talud y/o el alto
120
continental (Posamentier et al., 1988; Van Wagoner et al., 1990). Méndez (2000)
identificó una morfología en el delta del Orinoco durante el último periodo de
glaciación (LGM). Además, si el flujo fluvial de sedimentos aumenta, la
depositación de turbiditas en el ambiente profundo no está necesariamente
asociada con una caída del nivel del mar sino con una transgresión (Burgess and
Hovius, 1998) como se observó en el delta de Amazonas, de Missisipi (Kolla and
Perlmutter, 1993) o del Bengal (Weber et al., 1997).
Existen entonces muchas probabilidades de depósitos turbiditicos arenosos al este
del área de margen pasivo y también al este del paleo-margen Cretácico.
Figura 5.28. Mapa paleoambiental para el Pleistoceno en el área de estudio. (Tomado y
modificado de PECA, 2000).
5.5 CUADRO CRONOESTRATIGRÁFICO GENERADO PARA EL ÁREA DE
ESTUDIO
El cuadro cronoestratigráfico secuencial (Anexo 17) representa en cierto modo un
resumen del trabajo. Esta carta que se realizó sobre el transecto regional oeste-este
incluye el área de Las Piedritas pasando por Delta Centro, Punta Pescador e
incluyendo los pozos 3, 4, 5, 6, 7, 8 y 11 y cubre una distancia aproximada de 300
km.
121
Dicho cuadro tiene la ventaja de tener la interpretación sismoestratigráfica más
detallada y controlada por los pozos que tienen buena información litológica,
bioestratigráfica y de registros.
El cuadro cronoestratigráfico realizado para este estudio se basó en los datos
bioestratigráficos disponibles en el área de estudio provenientes de proyectos
realizados en años anteriores y que se irán citando a lo largo del capítulo.
Las discordancias y superficies de los estratos depositados en el área de estudio
están expresadas en la carta o cuadro cronoestratigráfico (Anexo 12) realizado
para el transecto oeste-este que incluye la transición entre tierra y costafuera,
donde puede observarse en detalle la distribución de facies a lo largo de la
dirección de sedimentación entre tierra y costafuera en una dirección aproximada
oeste-este.
5.5.1 Descripción de secuencias
5.5.1.1 Basamento
No fue estudiado en detalle en este estudio por no observarse una resolución clara
del mismo, pero se incluye una breve descripción: mas de 50 pozos en el área
confirman que el basamento es de edad Pre-Cámbrico cristalino del Escudo de
Guayana, compuesto principalmente de rocas metaígneas y metasedimentarias en
facies de anfibolita a granulita penetradas por intrusiones de granito (Feo
Codecido et al., 1984 en Di Croce, 1995).
5.5.1.2 Margen Pasivo
Se observó la secuencia cretácica inferior desde costafuera hasta el área de Delta
Centro con una paleobatimetría de ambientes transicionales, mientras que el
Cretácico Superior está presente a lo largo de todo el transecto, el Cretácico fue
122
depositado durante un ciclo transgresivo-regresivo de largos períodos
relacionados con la apertura del océano Atlántico que comenzó en la mitad del
Jurásico Tardío, alcanzando su máximo pico en el Turoniense (Vail et al., 1977,
Hallam et al. 1985, Haq et al., 1988 en Di Croce, 1995) y finaliza con una fase
regresiva post-Turoniense la cual está todavía activa.
Este ciclo se observa mejor en la parte de costafuera al sureste. En tierra
(‘onshore’) el avance del Cretácico Inferior se presenta como una delgada cuña de
clásticos que fue depositada durante un desplazamiento de la línea de costa con
una geometría retrogradacional correspondiente a la “fase transgresiva o de
backstepping” (Cramez and Vail, 1990 en Di Croce, 1995). Esta secuencia fue
perforada por el pozo 1.
5.5.1.3 Cretácico Superior (Edad 98.9- 65 ma)
El Cretácico Superior se observa en toda la cuenca y según Di Croce (1995) está
caracterizado por un progresivo desplazamiento hacia aguas afuera de la línea de
costa con geometrías progradacionales que corresponden a una fase “regresiva o
forestepping”. En costafuera en la zona de margen pasivo los sedimentos en las
unidades regresivas alcanzan un espesor máximo de 5 a 6 km en la plataforma
externa y se van adelgazando hacia el océano Atlántico.
El régimen de margen pasivo culmina con la depositación de ciclos en el
Paleógeno, caracterizados como delgadas cuñas progradantes siliciclásticas y
extensas secciones condensadas, estos ciclos están truncados por la discordancia
basal del foredeep.
En la carta se reflejan ‘onlaps’ en dirección oeste (área de Delta Centro) marcando
inicialmente una transgresión inicial seguida por depósitos regresivos,los cuales se
asemejan a los descritos por Miall (1997) para el margen pasivo. (Figura 3.6 , ver
capítulo 3).
123
5.5.1.4 Paleoceno (65- 54.8 ma) y Eoceno (54.8- 33.7
ma)
En el cuadro cronoestratigráfico estas secuencias están presentes sólo en el área
costafuera, al sureste en la zona de margen pasivo; según Di Croce (1995) esta
secuencia fue erosionada o no depositada en tierra, aunque hay un pozo cercano al
norte de Las Piedritas que reconoce parte de esta secuencia, unos 1300 pies de
Eoceno Medio a Superior reportando lutitas pelágicas y areniscas, dicho pozo no
fue incluido en este estudio.
En la carta se observan terminaciones del tipo ‘toplap’ hacia el oeste indicando la
ausencia hacia el área de tierra, y terminaciones ‘downlap’ sobre el tope del
Cretácico Tardío. La paleobatimetría indica ambientes que varían de nerítico
externo a batial superior.
5.5.2 Margen Activo
A partir del Oligoceno Tardío se inicia la fase de margen activo o “foredeep”,
observándose al mismo tiempo el inicio de la progradación deltaica desde el oeste,
evidenciada por el sistema de fallas lístricas en el área Las Piedritas.
5.5.2.1 Oligoceno (33.7-23.8 ma)
El Oligoceno se encuentra depositado en toda el área desde Las Piedritas hasta la
cercanía de la zona de fallas lístricas, excepto en el área de costafuera al sur en la
zona de margen pasivo, donde sólo ha sido reportada una cuña que fue perforada
por el pozo 1 (Anexo 2). En la carta se observan terminaciones del tipo “downlap”
y “onlap” hacia la zona de la Fachada Atlántica. El límite superior de esta
secuencia TOP-4 (Discordancia Oligoceno) se correlaciona con la discordancia
propuesta por Di Croce (1995) como la discordancia basal del “foredeep” que
124
separa las unidades tectonoestratigráficas del “foredeep” de las unidades del
margen pasivo infrayacente.
Esta unidad fue depositada en un ambiente de condiciones marino-someras
asociadas a una plataforma carbonática.
Este estudio propone además la presencia del Oligoceno en el área de tierra, el
cual se encuentra en posición estratigráfica y no como retrabajo como se ha
interpretado anteriormente, (PDVSA, 2007); así lo demuestran los fósiles
presentes y los perfiles de COT generados para los pozos presentes en la zona de
Las Piedritas.
5.5.2.2 Mioceno Inferior (23.8-16.4 ma) y Mioceno
Medio (16.4-11.2 ma)
El Mioceno Inferior a Medio se presenta una secuencia delgada depositada sólo en
el área de tierra, la cual se acuña entre el área de Delta Centro y Punta Pescador en
la zona de quiebre de plataforma y/o transición de tierra a costafuera. En este
período se observa el nivel de despegue de las fallas lístricas presentes en el área
de Las Piedritas a nivel del Oligoceno Tardío.
Se observa una progradación de oeste a este reflejado por diferentes truncaciones
de tipo “onlap” en la base, lo cual indica de cierta manera una transgresión
seguida de una regresión que marca el inicio de la progradación deltaica. La
paleobatimetría varía de ambientes más profundos de batial inferior a medio hasta
nerítico externo a medio a medida que se prograda hacia el este; esto se relaciona
con las transgresiones del Langhiense y Serravaliense identificadas por
electrofacies.
En la sección del Mioceno Superior se realizó un detalle con las secuencias, las
cuales fueron calibradas con los ciclos TEJAS TB3 ya que corresponden a los
ciclos eustáticos propuestos por Haq et al. 1987. Estas secuencias se realizaron en
125
una escala gráfica mayor de tiempo geológico en la carta cronoestratigráfica con
el fin de observar las terminaciones en la sísmica (onlap, toplap y truncaciones) y
la geometría de depositación de los cuerpos sedimentarios.
5.5.3 Mioceno Superior (11.2-5.32 ma)
Las secuencias de este período fueron depositadas durante el Tortoniense donde
se identifican dos ciclos TB 3.1 y TB 3.2 y un ciclo en el Serravaliense
correspondiente al TB 3.3.
5.5.4 Secuencia D1-a (Ciclo TB 3.1)
Esta secuencia se depositó entre los 11,2 y 8,2 Ma y en dirección progradante
hacia el este, indicando retroceso en el nivel del mar en la zona de Las Piedritas.
En los pozos 7 y 8 se observa una zona de fallas lístricas, la cual refleja la
continuación de la progradación del delta en el Oligoceno Tardío a Mioceno
Tardío, luego la secuencia prograda casi hasta la zona de Punta Pescador pasando
por Delta Centro, observándose diferentes terminaciones de “onlap” y
truncaciones al tope de cada una de las capas, finalmente el nivel del mar vuelve a
avanzar pero no puede observarse la secuencia transgresiva depositada pues está
erosionada por eventos posteriores o no fue depositada.
La secuencia siguiente ocurrió entre los 8,2 y 7,12 Ma correspondiente al ciclo TB
3.2, conservando la misma geometría de depositación que la secuencia anterior
pero extendiéndose más hacia el área de Punta Pescador en un sentido progradante
hacia el este. La secuencia regresiva siguiente puede estar erosionada por la
secuencia siguiente o no fue depositada. Di Croce (1995) refiere una posible
máxima transgresión (alrededor de los 7 Ma) correlacionada con un evento de
Haq. et al., 1988. La paleobatimetría varía de nerítico externo a nerítico medio,
llegando alcanzar al tope ambientes batiales superiores.
126
El ciclo TB 3.3 depositado en el Messiniense se encuentra presente en toda la
cuenca depositada de oeste a este y con un gran espesor que comienza a partir del
quiebre de plataforma. En la línea sísmica puede verse que fue depositado en
progradación un gran espesor de esta secuencia, esto puede deberse al espacio
creado en la cuenca antepaís en el ‘foredeep’, generándose una gran subsidencia y
el espacio suficiente para el depósito de los sedimentos; hacia el tope gran parte
de estos son erosionados por la discordancia del Mioceno (color amarillo)
denominada como TOP-9, donde se observan secuencias erosionadas o truncadas
por dicha erosión.
En esta secuencia tenemos ambientes más continentales hacia el oeste o el área de
tierra mientras que hacia el área de costafuera se tienen ambientes nerítico externo
a batiales.
5.5.5 Plioceno Inferior
5.5.5.1 (Zancleense 5.32- 3.58 ma)
En el Plioceno Inferior se pueden distinguir claramente dos secuencias
correspondientes a los ciclos TB 3.4 y TB 3.5.
En la secuencia correspondiente al TB 3.4 se observa la presencia del Plioceno a
lo largo de toda la cuenca, incluyendo la zona de fallas lístricas del delta. No se
observa una tendencia clara de depositación, aunque se observan ciertos “onlaps”
indicando la base de la secuencia y la erosión sobre la que se depositaron. La parte
superior de esta secuencia, tal cual como fue aquí identificada, no se extiende
hasta la zona de fallas lístricas.
El siguiente ciclo depositado corresponde al TB 3.5 al tope del Zancleense el cual
se encuentra presente en toda la cuenca. Según la geometría de los cuerpos
identificados, se observa que esta secuencia fue erosionada en el tope por la
siguiente discordancia (3,58 Ma identificada como TOP-11).
127
5.5.6 Plioceno Superior
5.5.6.1 (Piaciense 3.58-2.60 ma)
En este período se deposita una secuencia correspondiente al TB 3.6 y
aparentemente se observa una secuencia de mayor espesor depositada en un
intervalo de tiempo corto. Se encuentra presente desde el área de delta centro
hasta costafuera y posiblemente fue depositada durante una transgresión. Los
ambientes varían de continentales-transicionales hacia más profundos hacia el
este.
5.5.6.2 (Gelasiense 2.60- 1.77 ma)
Secuencia comprendida entre el TOP-12 y TOP-13 corresponde muy bien con el
ciclo TB 3.7. La parte superior de esta secuencia parece que fue depositada en un
período transgresivo o de subida del nivel del mar.
5.5.6.3 Pleistoceno (Calabriense 1.77- 0.95 ma e
Ioniense 0.95- 0 ma)
Finalmente en el Pleistoceno se tienen tres secuencias correspondientes a los
ciclos TB 3.8, 3.9 y 3.10. El ciclo TB 3.8 está presente en todo el transecto desde
Las Piedritas hasta costafuera. Posiblemente fueron depositadas en progradación
en dirección suroeste-noreste.
El ciclo TB 3.9 está presente desde Delta Centro hacia costafuera y el ciclo TB
3.10 está presente en todo el transecto.
128
5.6 PROGRADACIÓN DELTAICA Y SU RELACIÓN CON LA
DISTRIBUCIÓN DE RESERVORIOS
Finalmente se identificaron 3 períodos de la progradación deltaica:
Inicialmente en el Oligoceno Tardío la secuencia C-1 y parte de la secuencia C-2
muestran el final de la fase transgresiva finalizando en una superficie transgresiva.
La secuencia inferior C-1 es rica en arena, y representa la máxima progradación
hacia el este de la cuña clástica en el Mioceno Temprano como resultado del
avance del frente de deformación en el norte.(Figura 5.29)
A partir de la secuencia C2 y parte de la secuencia D-4 se muestra una fase de
progradación de la plataforma a lo largo de cuatro supersecuencias transgresivo-
regresivas de un sistema deltaico. Durante este ciclo decrece el aporte de
sedimentos desde la parte sur del cratón el cual está representado por ambientes
neríticos a batiales.
Un nuevo pulso de sedimentos tiene lugar durante la secuencia D-5 (a-e) y una
nueva progradación puede ser observada. La secuencia D-5 es rica en arenas hacia
el oeste y representa profundidades más someras hacia tierra. Mientras que hacia
el este la sedimentación está cubierta por lutitas de aguas profundas,
probablemente representando la culminación de las tasas de subsidencia en el
desarrollo de la cuenca de antepaís, representando el relleno de la Fachada
Atlántica con la presencia de clinoformos del Plioceno-Pleistoceno.
Las grandes caídas del nivel del mar del Plioceno-Pleistoceno (Miller et al., 2005)
pudieron generar una migración del delta hacia el borde de la plataforma y
transformar el delta en “Shelf Edge Delta” favoreciendo la transferencia de arena
por flujos turbiditicos en el talud y/o el alto continental (Posamentier and Vail,
1988; Van Wagoner et al., 1990).
129
Existen entonces muchas probabilidades de depósitos turbiditicos arenosos al este
del área Orinoco-Guarao y también al Este del paleo-margen Cretácico.
Los valores de porosidad determinados en el área de estudio por petrofísica para las
arenas en las secuencias de cuarto orden tienden a ser de entre 25 y 30 %
considerándose como posibles desarrollos prospectivos (Cortez et al., 2010)
Resumiendo finalmente, el Plioceno-Pleistoceno en general en la cuenca oriental
de Venezuela está caracterizado por un margen de alto aporte de sedimentos
asociado a un efecto de ‘icehouse’ o de glaciación indicando un bajo riesgo para
la construcción del ‘shelf edge’ producido por la progradación deltaica hacia el
este en el delta del Orinoco lo que da más certeza de conseguir reservorios del tipo
batial como lo indica la paleobatimetría en la carta cronoestratigráfica.(Anexo 2,
Figura 5.29).
En la figura 5.30 se puede observar la correlación estratigráfica, la cual junto con
el transecto sísmico regional fue generada la carta cronoestratigrafica.
130
.
Figu
ra 5
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OR
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)
131
Figura 5.30. Correlación estratigráfica regional mostrando la migración del delta de oeste a
este.(VER ANEXO 18 PARA MAYOR DETALLE)
5.7 POSIBLES TRAMPAS ESTRUCTURALES Y ESTRATIGRÁFICAS
IDENTIFICADAS
De acuerdo con la interpretación sísmica y el estudio estratigráfico secuencial, las
trampas de tipo estructural van a predominar en la parte norte de la zona de
estudio, mientras las trampas estratigráficas se encontrarán principalmente hacia
la parte sur, debido a la escasez de estructuración.
Cinco tipos de trampas estructurales fueron identificadas, las cuales son:
a) Fallas lístricas de crecimiento, principalmente localizadas en el
Plioceno-Pleistoceno en el área de costafuera.
b) Amplios anticlinales que afectan el Neógeno.
c) Fallas normales en el Cretácico y Paleógeno.
d) Fallas inversas asociadas a pliegues que afectan el Cretácico y el
Paleógeno,
e) Diapiros de lodo en el Terciario.
Las principales trampas estratigráficas definidas en la sísmica corresponden a:
Acuñamiento de la sección del Oligoceno.
23 10 8 711
4
2840 3
3413
O E32
41
Las Piedritas Delta Centro Punta Pescador Plataforma Deltana
10 5 10 81 80 41 21 55
8
1018 43
383 km
C1-y parte de C2
C2 a D3 D4 a D5)
23 10 8 711
4
2840 3
3413
O E32
41
Las Piedritas Delta Centro Punta Pescador Plataforma Deltana
10 5 10 81 80 41 21 55
8
1018 43
383 km
23 10 8 711
4
2840 3
3413
O E32
41
Las Piedritas Delta Centro Punta Pescador Plataforma Deltana
10 5 10 81 80 41 21 55
8
1018 43
383 km
C1-y parte de C2
C2 a D3 D4 a D5)
132
a) Depósitos turbidíticos del Mioceno Superior, asociados a la
discordancia del Mioceno Medio y del Plioceno y a la progradación
del sistema deltaico hacia el este.
b) Relieves morfológicos definidos por la discordancia del tope del
Mioceno.
OPORTUNIDADES
Además de las oportunidades exploratorias ya conocidas en el área, se pueden
definir las cuatro siguientes:
a) Los acuñamientos del Oligoceno-Mioceno hacia el suroeste.
b) Los rellenos de los valles incisos generados durante el Mioceno Tardío
pueden constituir buenas trampas.
c) Los cuerpos de turbiditas relacionados con el delta pueden también,
constituir buenas trampas estratigráficas.
d) Los hidrocarburos entrapados por debajo de las lutitas del Mioceno
Temprano a Medio.
133
CAPITULO 6
6 CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES
1. Se estableció un modelo estratigráfico secuencial para el área de estudio
entre la transición de tierra y costa fuera desde el Cretácico hasta el
Pleistoceno.
2. Se identificaron cinco secuencias de segundo orden, siete secuencias de
tercer orden y cinco secuencias de cuarto orden, estas últimas indican la
depositación del Pleistoceno.
3. Se identificaron los estilos estructurales en el área de estudio: en el área de
Punta Pescador caracterizada por fallas inversas y plegamientos al este, la
plataforma pasiva sur-central donde destaca la presencia de fallas normales
con rumbo SSO-NNE y la zona de fallas lístricas al noreste indicando la
progradación deltaica.
4. El intervalo Oligoceno - Pleistoceno está representado por seis secuencias
de tercer orden las cuales marcan las fases de subsidencia y relleno
sucesivo de la cuenca. El Plioceno-Pleistoceno tiene una arquitectura de
alta frecuencia (cuarto orden) creadas por la progradación del delta hacia
el este.
5. Se generó un cuadro cronoestratigráfico secuencial. realizada sobre el
transecto regional oeste-este que incluye el área de Las Piedritas pasando
por Delta Centro, Punta Pescador cubriendo una distancia aproximada de
300 Kms. Dicho transecto tiene la ventaja de tener la interpretación
sismoestratigráfica más detallada y controlada por los pozos que tienen
134
buena información litológica, bioestratigráfica y de registros. Se puede
observar la distribución de facies y la paleobatimetría.
6. Se estableció la analogía de la etapa de margen pasivo desde el Cretácico
hasta inicios del Oligoceno bajo un efecto “greenhouse” relacionado con
subidas eustáticas del nivel del mar y la etapa de margen activo o
“foredeep” a partir del Oligoceno Tardío con “icehouse” relacionado con
una bajada relativa del nivel del mar, esto asociado con regresión y
progradación deltaica.
7. El apilamiento vertical transgresivo-regresivo de las secuencias
establecidas refleja el sucesivo crecimiento de los clinoformos (“shelf
edge”) hacia el borde de la plataforma los cuales pueden contener las
principales acumulaciones de hidrocarburos en el delta. Los reservorios
están caracterizados por abundantes sedimentos clásticos depositados en
ambientes someros y profundos con arenas de 100 a 300 pies de espesor y
valores de porosidad que casi alcanzan un 30%.
8. Se identificaron tres secuencias progradacionales del delta desde el
Oligoceno Tardío hasta el Reciente, el cual migró desde el oeste hacia el
este. Los tres períodos son: secuencia C-1 y parte de C-2, tope de
secuencia C-2 a D-3, secuencia D4 a D-5 (Plioceno Tardío- Pleistoceno).
135
RECOMENDACIONES
1. Realizar en el área un estudio sismoestratigráfico detallado de alta
resolución con el fin de validar posibles oportunidades exploratorias.
2. Realizar un estudio estratigráfico detallado de otros pozos adyacentes en el
área utilizando la estratigrafía secuencial y la bioestratigrafía de este
trabajo para la extrapolación del modelo.
3. Estudio petrofísico de mayor detalle para generar un modelo petrofísico
que permita la predicción de porosidades en el área
4. Utilizar la carta cronoestratigrafica en futuros estudios en el área, para la
comprensión de relaciones sismoestratigraficas, cambios laterales de facies
y de paleobatimetría.
136
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