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TRABAJO ESPECIAL DE GRADO

ESTRATIGRAFÍA DE LA FORMACIÓN QUERECUAL, ISLA

CHIMANA GRANDE, ESTADO ANZOÁTEGUI

Trabajo Especial de Grado

Presentado ante la Ilustre

Universidad Central de Venezuela por la

Br. Solórzano Alcalá, Verioska V.E.

Para optar al titulo de Ingeniero Geólogo

Caracas, Junio de 2005



TRABAJO ESPECIAL DE GRADO

ESTRATIGRAFÍA DE LA FORMACIÓN QUERECUAL, ISLA

CHIMANA GRANDE, ESTADO ANZOÁTEGUI

Tutor académico: Prof. Padrón, VíctorTutor industrial: Lic. De Cabrera, Sandra

Trabajo Especial de Grado

Presentado ante la Ilustre

Universidad Central de Venezuela por la

Br. Solórzano Alcalá, Verioska V.E.

Para optar al titulo de Ingeniero Geólogo

Caracas, Junio de 2005



AGRADECIMIENTOS

A la Ilustre Universidad Central de Venezuela, Facultad de Ingeniería, Escuela de

Geología, Minas y Geofísica por contribuir en mi formación académica y personal.

A la Gerencia de Exploración y Producción de PDVSA División Oriente (LaboratorioGeológicos) e INTEVEP y todo el personal que en ella labora, ya que su colaboración

técnica fue de gran ayuda para el desarrollo de este trabajo.

Al profesor Víctor Padrón, tutor académico de este trabajo, el cual siempre estuvo al

pendiente, compartiendo parte de sus conocimientos y sirviendo como guía durante el

desarrollo del presente trabajo.

A la Lic. Sandra de Cabrera, tutor industrial, quien estuvo siempre al pendiente de los

avances de la tesis…A la profesora Celia Bejarano, quien en principio me orientó y facilitó

el desarrollo de este proyecto…A la profesora Egleé Zapata, ya que sus consejos a nivel

académicos fueron muy acertados.

Es un honor para mi agradecerle a mi madre (Carmen Rosa Alcalá), por toda la educación

que ha inculcado desde niña hasta ahora y siempre, este trabajo representa la culminación

de una meta personal, la cual se que a ti madre mía te llenara de satisfacción. No puedo

dejar de mencionar a mis otras dos madres mis tías, Luisa Alcalá y Venecia Alcalá.

Mis hermanos Enrique, Felix, Elías y Eduardo, debo agradecer lo pendiente que siempre

estuvieron, a pesar de la distancia que nos separaba.

Hay muchos amigos que intervinieron en el desarrollo de este trabajo desde sus inicios

hasta el final. Gracias Alejandro Machado, mi compañero de oficina quien siempre me

ofreció su colaboración desinteresadamente y siempre estuvo allí dándome consejos

acertados, tu compañía en Puerto la Cruz, fue una de las mejores cosas que me pudo pasar

estando allá. No puedo dejar a un lado la colaboración prestada por Alicia Pérez y Katty

Ramírez, quienes me ayudaron en los primeros días de campo, sin dejar de mencionar a

mis dos compañeros de campo Antulio y Johan.A mis amigas (os): Liliana Urbina, RominaReyes, M. Antonieta, Milangela, Orleth Tortolero, Gaudy, Arauci, Solange, M. Carolina,

Hildemaro, William, José Leonardo que siempre han estado a mi pendiente, brindandome

su amistad y colaboración. Muchas gracias a todos..…¡DE VERDAD!…(espero no se me

haya olvidado nadie).

ii



Solórzano A., Verioska V.,

ESTRATIGRAFÍA DE LA FORMACIÓN QUERECUAL, ISLA CHIMANAGRANDE, ESTADO ANZOÁTEGUI

Tutor Académico: Prof. Víctor Padrón., Tutor Industrial: Lic. Sandra de Cabrera.Tesis. Caracas, U.C.V. Facultad de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y

Geofísica. Departamento de Geología. Año 2005, 75 p.

Palabras claves: Formación Querecual, Cretácico, Quimioestratigrafía, Paleoecología(estrategia de vida).

Resumen. La Formación Querecual es la principal roca madre del petróleo del Oriente deVenezuela, de allí la importancia de conocer todas las características geológicas que ladefinen. Este estudio se realizó al noreste de Venezuela, específicamente en la IslaChimana Grande (sector La Cienaguita), estado Anzoátegui. El objetivo principal de estetrabajo es analizar la litoestratigrafía, bioestratigrafía y geoquímica (carbono orgánicototal COT y contenido de CaCO3) de la sección comprendida entre los 250 y 460 m de la parte superior de la Formación Querecual, con la finalidad de calibrar la dataquimioestratigráfica con la data bioestratigráfica, determinar condiciones paleoambientalesde su depositación y determinar su edad. El afloramiento estudiado consiste de una secciónde 214 m de espesor representado por una alternancia de lodolitas calcáreas “mudstone”,calizas lodosas “wackestone” y calizas lodo granulares “ packstone” finamente laminadoscon presencias de concreciones y nódulos paralelos a la estratificación. Los efectosdiagenéticos observados pertenecen a un dominio de diagénesis temprana donde predominan los efectos físico-químicos, en condiciones reductoras y están representados por procesos de mineralización: silicificación, fosfatización y piritización. Todos estos procesos de mineralización son productos de las condiciones del medio y la presencia demateria orgánica. Mediante el análisis petrográfico se definieron 8 microfacies:“ Mudstone” de Foraminíferos Plánctico (M1), “ Mudstone” de Foraminíferos Pláncticos yRadiolarios (M2), “ Mudstone” de Foraminíferos Pláncticos y Bénticos (M3),“Wackestone” de Foraminíferos Pláncticos (M4), “Wackestone” de ForaminiferosPláncticos y Bénticos (M5), Packstone de Foraminíferos Pláncticos (M6), “Packstone” deForaminíferos Pláncticos y Bénticos (M7) y Micrita Arenosa (M8). El conjunto faunal plánctico está representado por una abundancia de los géneros oportunista: Heterohelix,Schackoina, Whitenella, Hastigerinella Hedbergella y Globigerinelloides. En menor proporción se tienen los géneros especialistas: Helvetoglobotruncana, Marginotruncana,

Dicarinella, Contusotruncana y Globotruncana; lo cual refleja las condiciones eutróficasdel medio. La fauna béntica se encuentra a partir de la parte media de la sección,específicamente los géneros: Bulimina, Bolivina, Gavelinella, Siphogenerinoide, y Lenticulina. La edad de la secuencia se estableció entre el Turoniense tardío (Zona Marginotruncana sigali – Dicarinella primitiva) y Santoniense (Zona Dicarinella

asymetrica). En base al análisis de la abundancia de la fauna plánctica se identificaron treseventos paleoecológicos importantes: uno de “stasis”o quietud durante el Turoniense tardío – Coniaciense, otro de diversificación en el Santoniense y el último está relacionado con el

iii



cambio morfológico que sufren los heterohelicidos que se evidencia en un aumentosignificativo de tamaño durante el Santoniense. Los valores de COT muestran que duranteel Coniaciense – Santoniense se registran las mayores concentraciones de materia orgánica,lo que se reporta en este trabajo con el evento anóxico OAE3, haciendo notar que durante el

Santoniense (Zona Diacarinella asymetrica), específicamente entre los 130 y 190 m, seregistran los valores mas altos de acumulación de materia orgánica y representa, en lasección estudiada, las condiciones idóneas de mínimo oxígeno para la acumulación de ésta.Esta misma respuesta de los valores de COT han sido reportados en la Formación La Lunaen el occidente de Venezuela.

iv



ÍNDICE GENERAL

AGRADECIMIENTOSRESUMEN

I. INTRODUCCIÓN

Pág.

iiiii

1

1.1. Objetivo General

1.2. Objetivos Específicos

1.3. Ubicación

1.4. Planteamiento del Problema

1.5. Trabajos Previos

1.6. Metodología

1

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CAPITULO II

GEOLOGÍA REGIONAL

2.1. Evolución Geodinámica

2.1.1. Fase Pre-rift

2.1.2. Fase de Rifting

2.1.3. Fase de Margen Pasivo

2.1.4. Fase de Colisión Oblicua

2.2. Estratigrafía Cretácica en la cuenca Oriental

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9

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CAPITULO III

GEOLOGÍA LOCAL

3.1. Area de estudio3.2. Litoestratigrafía Local

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17

CAPITULO IV

SEDIMENTOLOGÍA 23

v



4.1. Introducción

4.2. Petrografía

4.3. Descripción de la sección en estudio

4.4. Microfacies4.4.1. “ Mudstone” de Foraminíferos Pláncticos

4.4.2. “ Mudstone” de Foraminíferos Pláncticos y Radiolarios

4.4.3. “ Mudstone” de Foraminíferos Pláncticos y Bénticos

4.4.4. “Wackestone” de Foraminíferos Pláncticos

4.4.5. “Wackestone” de Foraminíferos Pláncticos y Bénticos

4.4.6. “Packstone” de Foraminíferos Pláncticos

4.4.7. “Packstone” de Foraminíferos Pláncticos y Bénticos

4.4.8. Micrita Arenosa

4.5. Distribución de las microfacies

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CAPITULO V

DIAGÉNESIS

5.1. Introducción

5.2.Características Mineralogícas y Texturales

5.2.1. Matriz

5.2.2. Fósiles

5.2.3. Minerales Autigénicos

5.2.3.1. Calcita

5.2.3.2. Fosfatos

5.2.3.3. Silice

5.2.3.3.1-. Cuarzo Cristalino

5.2.3.3.2-. Sílice amorfa

5.2.3.4. Pirita5.2.3.5.Barita

5.3. Procesos Diagenéticos

5.3.1. Procesos Orgánicos

5.3.2. Procesos Físico-Químicos

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5.3.2.1. Cementación

5.3.2.1.1. Cemento Fibroso

5.3.2.1.2. Cemento de calcita equidimensional (“ Blocky”)

5.3.3. Disolución5.3.4. Procesos Neomórficos

5.3.5. Reemplazamiento

5.3.5.1. Fosfatización

5.3.5.2. Silicificación

5.3.5.3. Piritización

5.3.6. Concreciones

5.3.7. Nódulos

5.3.8. Compactación Física

5.3.9. Fracturas

5.3.10. Porosidad

5.4. Etapa Diagenética y Paragénesis

5.4.1. Etapa diagenética

5.4.2. Paragenésis

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CAPITULO VI

PALEONTOLOGIA Y EDAD

6.1. Introducción

6.2. Paleontología y Edad

6.2.1. Foraminíferos Pláncticos

6.2.2. Foraminíferos Bénticos

6.2.3. Radiolarios

6.2.4. Bivalvos6.3. Edad

6.4. Paleontología y Estrategia de Vida

6.5. Paleobatrimetría

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CAPITULO VII

QUIMIOESTRATIGRAFÍA

7.1. Introducción

7.2. Distribución Porcentual del CaCO3 7.3. Carbono Orgánico Total (COT)

7.4. Correlación con la Formación La Luna.

62

62

6262

64

RESULTADOS Y CONCLUSIONES

8.1. Conclusiones

RECOMENDACIONES

67

69

REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS

ANEXO 1

70

viii



ÍNDICE DE FIGURAS Y TABLAS

Pág.

Fig. 1. Localización del área de estudio.

Fig. 2. Molino pulverizador de muestrasFig. 3. Equipo titulador de muestras.

Fig. 4. Equipo para determinar COT.

Fig. 5. Columna estratigráfica de las formaciones del noreste de la

Serranía del Interior.

Fig. 6. Perfil de la Serranía del Interior.

Fig. 7. Localización geográfica del área de estudio.

Fig. 8. Vista de la parte inferior de la sección en estudio.

Fig. 9. Vista de la parte superior del área en estudio.

Fig. 10. Concreciones.

Fig. 11. Caliza lodosa y nódulos de pirita oxidados.

Fig. 12. Vetas de calcita paralelas y perpendiculares a la laminación.

Fig. 13. Lodolita calcárea “mudstone”

Fig. 14. Columna litoestratigráfica de campo.

Fig. 15. Clasificacion de Mount (1985).

Fig. 16. Porcentaje de ocurrencia de los litotipos lodosos.

Fig. 17. Columna litoestratigráfica de la sección estudiada en la isla

Chimana.

Fig. 18. Microfacies.

Fig. 19. Fotomicrografía de la composición de la matriz.

Fig. 20. Diferentes tonos presentados por la matriz.

Fig. 21. Fotomicrografía de cámaras de foraminíferos

Fig. 22. Fotomicrografía de cementos carbonático tipo “blocky”.

Fig. 23. Fotomicrografía de fosfato.

Fig. 24. Fotomicrografía de niveles fosfáticos.

Fig. 25. Fotomicrografía de cuarzo monocristalino.

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Fig. 26. Imagen SEM de la composición carbonatica y silícia.

Fig. 27. Imagen BSE y espectro de cristal de pirita.

Fig. 28. Imagen BSE y espectro de barita (sulfato de bario).

Fig. 29. Cemento fibroso.Fig. 30. Cemento “blocky” rellenando cámaras de un foraminíferos

plánctico.

Fig. 31. Disolución parcial de la concha de un foraminíferos.

Fig. 32. Fragmento de Inoceramus sp. con neomorfismo.

Fig. 33. Matriz fosfática y aros de apatito.

Fig. 34. Imagen de BSE, donde se observa el reemplazo parcial de la

matriz carbonática por sílice.

Fig. 35. Imagen de BSE, morfología de la matriz de composición

sílice y calcio.

Fig. 36. Mapas de distribución de elementos: calcio y sílice.

Fig. 37. Imagen BSE, de cristal de pirita.

Fig. 38. Fracturas paralelas y perpendiculares a la laminación.

Fig. 39. Porosidad.

Fig. 40. Distribución de efectos diagenéticos en tiempo de los

carbonatos lodosos.

Fig. 41. Foraminíferos pláncticos identificados en la sección.

Fig. 42. Foraminíferos bénticos.

Fig. 43. Fotomicrografía de radiolarios.

Fig. 44. Fragmento de bivalvo ( Inoceramus sp.)

Fig. 45. Especies índices y otras marcadoras de edad

Fig. 46. Distribución en tiempo de la fauna de foraminífero pláncticos

según su estrategia de vidaFig. 47. Diferencia de tamaño entre los Heteroehix

Fig. 48. Cuadro resumen de las características físico – químicas y

paleontológicas.

Fig. 49. Cuadro de correlación con la Formación La Luna

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Tabla 1. Clasificación de Dunham (1962)

Anexo 1

66

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CAPÍTULO I

INTRODUCCIÓN

Objetivo GeneralAnalizar la litoestratigrafía, bioestratigrafía y geoquímica de la sección comprendida entre

los 250 y 460 m de Formación Querecual medidos desde el contacto inferior con la

Formación Chimana, que aflora en la Isla Chimana Grande, (sector La Cienaguita) con el

fin de hacer un trabajo de estratigrafía de alta resolución calibrando la data

quimioestratigráfica obtenida de los análisis carbono orgánico total (%COT) y contenido

de carbonato de calcio (%CaCO3) con la data bioestratigráfica.

Objetivos Específicos

Realizar el estudio litoestratigráfico, con el fin de determinar condiciones de

sedimentación y etapa diagenética.

Analizar la fauna diagnóstica para determinar la edad y las condiciones

paleoecológicas (estrategias de vida de la microfauna).

Calibrar la data quimioestratigráfica con los resultados obtenidos del estudio

bioestratigráfico y posteriormente integrar estos resultados.

1.3-.Ubicación Geográfica

La isla Chimana Grande, se encuentra ubicada en el mar Caribe, al norte de Puerto La Cruz,

Estado Anzoátegui. (Fig. 1)

Fig 1. Mapa de localización geográfica del área de estudio.

1



1.4-. Planteamiento del Problema

La zona de estudio (Isla Chimana Grande) fue seleccionada con el fin de realizar un trabajo

detallado en cuanto a litología, bioestratigrafía y geoquímica en la sección de la Formación

Querecual que allí aflora.Margotta & Ramírez (2004) muestrearon y analizaron los primeros 250 m desde el

contacto de la Formación Chimana con la Formación Querecual. El siguiente trabajo

pretende continuar el estudio de la sección que aflora en la isla, para observar los cambios

en cuanto a procesos diagenéticos, contenido faunal y carbón orgánico total, para obtener

condiciones paleoambientales y paleoclimáticas.

La importancia de este tipo de trabajo de investigación es importante ya que logra integrar

estas tres herramientas de la geología para obtener un estudio estratigráfico de alta

resolución.

Cabrera et al. (1999), ha estudiado dicha sección integrando la bioestratigrafía con la

quimioestratigrafía. El presente estudio mejoraría la resolución estratigráfica con un

intervalo de muestreo más corto que el utilizado por el autor anteriormente citado.

Con este T.E.G, se pretende terminar de caracterizar, la seccion de la Formación Querecual

que aflora en la isla Chimana Grande, sector la Cienaguita, Estado Anzoátegui.

1.5-.Trabajos Previos

Arthur & Schlanger (1979). Realizaron estudios en sedimentos marinos con zonas

de oxígeno mínimo caracterizadas por alto contenido de carbono orgánico,

evidenciando los eventos anóxicos (OAEs). Su propósito fue identificar rocas

madres cretácicas generadoras de grandes reservas de hidrocarburo..

Calvert (1987). Investigó concentraciones de materia orgánica en los depósitos

marinos como componentes esenciales de los controles oceanográficos, producción

primaria y tasa de sedimentación. Leckie (1987). Caracteriza las condiciones paleoecológicas del Cretácico a través

del estudio de foraminíferos pláncticos y divide la columna de agua según tres tipos

de hábitats.

2



Tucker & Wright (1990). Realizaron estudios en calizas pelágicas para reconocer

horizontes ricos en materia orgánica.

Parnaud et al. (1995). Proponen la historia geológica para el Oriente de Venezuela y

la asocia a unas series de secuencias depositacionales, cada una correspondiente auna fase tectónica determinada en la evolución de la cuenca.

Sliter (1995). Establece un catálogo para examinar a través de secciones delgadas

las distintas morfologías de los foraminíferos pláncticos del Cretácico.

Villamil & Pindell (1998). Presentan la evolución del norte de Sur América durante

el Mesozóico mediante modelos paleogeográficos a través de mapas.

Cabrera et al. (1999). Establecen una relación quimioestratigráfica y

bioestratigráfica de la Formación Querecual en el oriente de Venezuela.

Di Croce (1999). Estudió la cuenca oriental de Venezuela a través de la estratigrafía

secuencial en sedimentos tanto costa afuera como continentales, proponiendo un

modelo de evolución geodinámico para dicha cuenca.

Premoli Silva & Sliter (1999). Realizan una interpretación de la paleoceanografía

del Cretácico, basándose principalmente en el desarrollo evolutivo de los

foraminíferos pláncticos.

Jenkyns (2002). Estudia las causas y consecuencias de los eventos anóxicos a través

de estudios de carbono orgánico, isótopos estables y palinología.

Bautista y Borneo (2003). Establecieron la diagénesis de la Formación Querecual en

la sección de Chimana Grande.

Margotta & Ramírez (2004). Realizaron una caracterización quimioestratigráfica de

la sección basal de la Formación Querecual, en la isla Chimana.

Zapata (2003). Determinó el impacto de la diagénesis y su relación con la señal

isotópica de los carbonatos de la Formación La Luna.

1.6-.Metodología

El trabajo se dividió en cuatro etapas, las cuales se muestran a continuación:

Etapa de Pre-campo: consistió en una revisión bibliográfica con el fin de recopilar

información de trabajos previos realizados sobre la Formación Querecual

3



relacionados con la geología estructural, sedimentología, bioestratigrafía y

quimioestratigrafía, haciendo mayor énfasis en los estudios más recientes que se

hayan realizado en la sección de la isla Chimana Grande.

Etapa de campo: el trabajo de campo se realizó durante el mes de octubre del año

2004, para el muestreo se contó con la ayuda de dos técnicos del Laboratorio

Geológico de la Gerencia de Exploración, División Oriente. Durante el periodo de

campo se levanto la columna estratigráfica de la sección y paralelamente se tomaron

las muestras para el análisis sedimentologíco, bioestratigráfico y

quimioestratigráfico. El intervalo de muestreo fue de 0,6 m utilizando el mismo

intervalo que Margotta & Ramírez (2004). Las muestras para % COT y % CaCO3,

se seleccionaron cada 3 m. Siendo el espesor total de la columna de 214 metros y

recolectándose 297 muestras en total.

Etapa de laboratorio, realizada en los laboratorios pertenecientes a PDVSA

ubicados en INTEVEP y PDVSA- División Oriente, Laboratorio Geológico El

Chaure, ubicado en Puerto La Cruz Estado Anzoátegui.

Para los análisis geoquímicos se seleccionaron 76 muestras distribuidas en la columna de

base a tope con un espaciado sistemático de tres metros.

Para realizar los análisis antes mencionados es necesario que las muestras estén

pulverizadas, para ello se trituraron en un mortero y luego pulverizarlas se pulverizaron en

un molino Shatterbox modelos: 8500-115/ 8500 (Fig.2)

Obteniendo 50 g de muestras, de las cuales 15 g se utilizaron en el laboratorio de

Geoquímica, para ser tratado posteriormente.

4



Fig.2-. Molino pulverizador de muestras, marca Shatterbox modelos: 8500-115/ 8500

La metodología empleada para la obtención de la concentración de Carbono OrgánicoTotal (%COT) y Carbonato de Calcio (%CaCO3), seguido por el laboratorio de

Geoquímica de INTEVEP consistió:

(a) De la muestra pulverizada se procede a pesar 400 miligramos en un beaker de 100

ml.

(b) Después, se agregó ácido clorhídrico (HCl) para que reaccione con la muestra y se

coloca en una plancha de calentamiento. Posteriormente se deja enfriar.

(c) Se titula una solución de hidróxido de sodio (NaOH) con un equipo titulador marca

Metrohm 785 titrino con capacidad para once (11) muestras. (Fig. 3)

5



Fig.3-.Equipo Titulador de muestras marca Metrohm, con capacidad para once muestras

(d) Se decanta por cuarenta y cinco (45) minutos; luego, se filtra la solución mediante

unos crisoles porosos marca Leco N° 528-028. Esto se coloca en un horno a unos

45°C durante veinte y cuatro (24) horas.

(e) Para obtener el porcentaje de carbono orgánico total se pasa el crisol por el equipo

marca Leco CS 400.

Para la obtención del Porcentaje de Carbono Orgánico Total (%COT) la metodología se

describe a continuación:

(a)Al crisol refractario con el residuo sólido libre de carbonato se le añaden tres (3)

medidas de Lecocel II, el cual es un acelerador de combustión para determinación de C

y S, también se le agregan dos (2) medidas de catalizador de hierro.

(b) Se corre el estándar, por lo menos cinco (5) veces, para obtener estabilidad en la

señal del valor obtenido.

6



(c) Las muestras se procesarán, luego de la calibración del equipo, durante unos quince

(15) minutos. Posteriormente, el equipo arrojará automáticamente el porcentaje de

carbono orgánico total (COT) de la muestra analizada. (Fig. 4).

Fig.4-. Estación de trabajo para determinar automáticamente los valores de %COT y

%CaCO3.

Para obtener la composición mineralógica de las muestras recolectadas en campo, se

seleccionaron 10 muestras distribuidas aleatoriamente en toda la columna, tomando en

cuenta la diferencia de colores que existían entre ellas. Dicho análisis se realizaron en

laboratorios pertenecientes a INTEVEP, con la supervisión de Onís Rada (técnico en

procesos químicos).

La preparación de las muestras para microscopia electrónica consta de dos tipos:

(a) Secciones petrográficas pulidas ( Backscattered “BSE”)

(b) Taco de fracción de roca (Scanning Electron Microscopy “SEM”)

(a) La sección petrográfica pulida, primero debe ser recubierta con varios abrasivos,

alúmina 1, alúmina –0.3, alúmina –0.05, posteriormente la muestra es pulida en un

desionizador, por un tiempo de 12 segundos para eliminar cualquier tipo de residuos de los

abrasivos utilizados anteriormente.

Una vez pulida la sección fina se procede a introducirla en el aparato recubridor BAL-TEC

SCD050, el cual, al alcanzar el vacío necesario, procede a recubrir la muestra con carbono

7



liberado de un hilo al paso de la corriente. Una vez cubierta la sección con carbono ya

puede ser introducida al microscopio electrónico.

(b) Tacos de fracción de roca: para el estudio de la fracción de la roca el tamaño de los

tacos de la roca tiene que ser aproximadamente de 1x1 cm2, esta fracción de roca esadherida a un cilindro de aluminio, para ser introducida en un aparato recubridor BAL-

TEC SCD050, al cual al alcanzar el vacío, recubre por evaporación de un baño iónico la

muestra con oro, el tiempo aproximado que se tarda la maquina en recubrir la muestra es de

25 minutos. Posteriormente antes de ser introducida al microscopio electrónico, se le añade

en los borde de la muestra resina de grafito para mejorar la conductividad de la muestra.

Etapa de Oficina: en esta etapa se realizó el estudio sedimentológico y

bioestratigráfico de las 297 muestras recolectadas en campo, además de integrar la

data de %COT y %CaCO3 obtenida en el laboratorio.

En el estudio sedimentológico, se clasificaron los litotipos lodosos utilizando la

clasificación de Dunham et al. (1962) y Mount (1985), además de tomar en cuenta los

datos composicionales y textuales que se obtuvieron por microscopia electrónica y

describir mejor cuales son los procesos diagenéticos que han afectado a la roca, para

determinar su etapa diagenética.

El análisis bioestratigráfico, consistió en la identificación en seccion fina de la fauna

plánctica que allí estuviese presente, utilizando catálogos para foraminíferos pláncticos en

secciones delgadas del Cretácico publicados por Sliter (1989) y Premoli Silva (2004),

con el fin de poder datar las rocas estudiadas.

En el área de quimioestratigrafia, se integró la data de %COT y %CaCO3.

8



CAPÍTULO II

GEOLOGÍA REGIONAL

2.1-.Evolución Geodinámica

La Cuenca Oriental de Venezuela está ubicada en la región centro oriental y norte del país

ocupando un área aproximada de 160.000 km2 (González de Juana et al. 1980).

Fisiográficamente representa un bajo topográfico, y se puede dividir en dos subcuencas: La

Subcuenca de Guárico y la Subcuenca de Maturín.

Según el modelo propuesto por Eva et al. (1989) la cuenca oriental ha experimentado

cuatro fases responsables de su configuración actual, dichas fases son:

(a)-. Fase Prerift, la cual transcurrió durante el Paleozóico.(b)-. Fase Rift, desarrollada durante el Jurásico y Cretácico Tardío, asociada con la

generación de estructuras tipo graben, la creación del protocaribe y la generación de

algunas discordancias importantes.

(c)-. Fase de Margen Pasivo: durante el Cretácico-Paleógeno.

(d)-. Fase de cuenca antepaís la cual constituye la última fase durante el Neógeno–

Cuaternario, caracterizada por el choque oblicuo y diacrónico entre la Placa del Caribe

y el Norte de Sudamérica, transformando el margen pasivo en una cuenca ante país

“ foreland”.

2.1.1-.Fase de Prerift

Etapa que ocurre durante el Paleozoico, las formaciones asociadas a este período son las

Formación Hato Viejo y la Formación Carrizal, los ambientes en los cuales se depositaron

dichas secuencias corresponde a ambientes neríticos y costeros. Las secuencias se

encuentran preservadas en los grabens, y están constituidas por areniscas de grano fino a

grueso, algunas areniscas calcáreas intercaladas con conglomerados y lutitas.

9



2.1.2-. Fase de Rifting

Esta fase ocurre durante el Jurásico Tardío y Cretácico Temprano, en donde se tiene la

creación del protocaribe, como resultado de la separación de Norte América y Gondwana,

dicha ruptura se generó a través de fallas transformantes. Para este tiempo se tienendepósitos continentales con influencia volcánica representados estratigráficamente por la

Formación La Quinta, estos depósitos se encuentran en el Graben de Espino y han sido

datados como Jurásico (Feo – Codecido et al. 1984)

2.1.3-. Fase de Margen Pasivo

En esta etapa la parte oriental del Norte de Sudamérica se comporta como un margen

pasivo durante el Cretácico Tardío hasta el Paleógeno. Según Parnaud et al. (1995) durante

este período la depositación estuvo controlada por cambios relativos del nivel del mar,

generando secuencias transgresivas, regresivas y agradantes todas en dirección norte sur.

Los primeros depósitos del Cretácico Inferior, corresponden a la Formación Barranquín,

perteneciente al Grupo Sucre de edad Hauteriviense-Barremiense, la cual estáconformada

por areniscas y lutitas de ambiente continental fluvio-deltáico, presentando hacia la parte

superior calizas de aguas someras, lo que demuestra influencia marina producto de la

subsidencia en el margen continental (Erlich & Barret, 1992)

La Formación El Cantil, también perteneciente al Grupo Sucre, está constituida por calizas

arrecifales y es equivalente lateral directa de la Formación Chimana, la cual representa una

facies más somera (LEV, 1997). Siguiendo el orden estratigráfico tenemos la Formación

Querecual perteneciente al Grupo Guayuta que conjuntamente con la Formación San

Antonio, está constituida por lutitas y calizas de ambiente marino, ricas en materia orgánica

y su acumulación está relacionada con los eventos de anóxia que ocurren durante el

Cretácico, el último de estos eventos finaliza en el Campaniense (Erikson & Pindell, 1998).

La Formación Querecual marca el máximo de la transgresión marina durante el Cretácico,extendiéndose hacia el norte de las Subcuenca de Guárico y Maturín.

El contacto superior de la Formación Querecual es transicional hacia la Formación San

Antonio, la cual consiste esencialmente de calizas y lutitas negras, que contiene numerosas

10



capas de areniscas duras de color gris claro y de chert. Una característica típica es la

presencia de diques anastomósicos de areniscas (LEV, 1997).

Posterior a la sedimentación de la Formación Querecual en la cuenca se observan

características de relleno, primero gradualmente, cuya expresión sería la Formación SanAntonio y después de forma más rápida con la sedimentación de las arenas de la

Formación San Juan (González de Juana et al, 1980).

Las areniscas de la parte superior de la Formación San Antonio representan aportes del

Cratón de Guayana, los ambientes cambian a aguas más someras hacia el sur, donde pasa

por transición lateral a los ambientes neríticos y oxigenados de la Formación San Juan

(González de Juana et al, 1980).

Hacia finales del Cretácico las aguas se retiran de las zonas meridionales quedando estas

sometidas a un largo periodo de erosión, mientras que hacia la serranía se depositan los

clastos finos de la Formación Vidoño perteneciente al Grupo Santa Anita. Al igual que la

Formación San Juan, la sedimentación de la Formación Vidoño continúa durante el

Paleoceno (González de Juana et al, 1980). Esoto se observa con la figura 5.

Durante el Paleoceno- Eoceno, se deposita la Formación Guárico hacia la parte central de

la cuenca cuya sedimentación se caracteriza por ser tipo turbidítica con la presencia de

olistolitos y de abanicos submarinos desarrollados en la zona de “ foredeep” al sur del frente

de deformación, estas características forman parte de las evidencia del inicio de la colisión

oblicua entre la Placa Caribe y la Placa Sudamericana.

11



Figura 5-. Columna Estratigráfica de las formaciones del Noreste de la Serranía del

Interior. (Modificada de Erikson & Pindell, 1998)

2.1.4-. Fase de Colisión Oblicua

La etapa de margen pasivo finaliza durante el Oligoceno por la colisión entre la Placa del

Caribe y la Placa Sudamericana cambiando la configuración de la cuenca a una cuenca

ante-país o “ foreland ” (Parnaud et al, 1995).

Durante el Oligoceno y Mioceno sucede una rápida acumulación que fue posible debido

a la subsidencia y creación del “ foredeep”. La Formación Caratas marca el final de los

12



períodos de sedimentación en un margen pasivo en el noreste de Venezuela, debido a la

migración de la Placa Caribe a lo largo de la Placa Suramericana (Erikson & Pindell,

1998).

El diacronismo de la carga aplicada en el cinturón de deformación en el borde norte deSudamérica provoca la migración del “ foredeep” hacia el este (Parnaud et al. 1995).

Otra consecuencia del choque entre dichas placas es el transporte de unidades alóctonas, las

cuales se localizan al sur del frente de deformación.

Las areniscas y lutitas de las formaciones Jabillos y Areo representan los primeros

depósitos de edad Oligoceno y muestran evidencia de ser depósitos diacrónicos en

dirección oeste - este ( Erikson & Pindell, 1998) (Fig 6).

Figura 6-. Perfil generalizado de la Serranía del Interior. (Modificado de Erikson & Pindell,

1998)

Durante el Oligoceno-Mioceno, se depositan las formaciones Naricual, Carapita y La Pica.La Formación Naricual está compuesta principalmente por lutitas carbonáticas, lutitas

arenosas y areniscas de una fase regresiva en aguas dulces a muy salobres, en un sistema

deltáico; la suprayacente Formación Carapita, la fue descrita en el subsuelo como lutitas de

13



color gris oscuro a negro y representa facies marinas profundas que pasan lateralmente,

hacia los bordes de la cuenca, a facies marinas someras y marginales ( LEV, 1997).

La Formación La Pica esta compuesta por lutitas grises, limolitas, con desarrollos

importantes de areniscas arcillosas de grano fino; su litología representa un ambientemarino somero cercano a la costa (LEV, 1997).

2.2-.Estratigrafía Cretácica en la Cuenca Oriental

Esta secuencia estratigráfica se depositó en un margen pasivo y estuvo controlada por la

eustasía.

Formación Barranquín (Barremiense ).Según el Léxico Estratigráfico de Venezuela (1997),

se compone de areniscas, algunas cuarcíticas, micáceas y caoliníticas, lutitas de colores

variables, en parte negras, carbonáceas, con fósiles de plantas bien preservados; calizas de

carácter arrecifal, generalmente arenosas y ferruginosas, las cuales se depositaron en un

ambiente marino poco profundo hacia la cuenca y a deltáico hacia la plataforma. La parte

superior de la Formación Barranquín está compuesta por facies de grano fino que gradan a

la Formación Valle Grande.

La Formación Valle Grande (Aptiense-Albiense) ha sido definida en su sección tipo como

margas, calizas y areniscas glauconíticas ricas en belemnites siendo correlacionable con el

Miembro García y en contacto discordante con la Formación Chimana (LEV,1997). Esta

formación es la que separa los clásticos de la Formación Barranquín de los carbonatos de la

Formación El Cantil, de edad Aptiense- Cenomaniense. Se depositó en un ambiente marino

de aguas poco profundas y se caracteriza por la abundancia de calizas fosilíferas macizas de

color gris azulado, frecuentemente con aspecto arrecifal, intercaladas con lutitas y

areniscas, en su tope; hacia el sur de la cuenca esta en contacto con la Formación

Querecual; en tanto que hacia el norte (Pertigalete) es transicional con la FormaciónChimana.

La Formación Chimana (Albiense), está constituida por una secuencia hemipelágica de

lutitas y calizas oscuras, arenosas, con abundante microfauna (LEV, 1997). Dicha

formación es señalada también como una secuencia progradacional de poca profundidad

14



que marca la terminación del crecimiento de la plataforma carbonática. El tope de esta

formación está marcado por el inicio de un evento transgresivo que se extiende hasta la

base de la Formación Querecual.

La Formación Querecual ha sido estudiada por muchos autores desde el 1928 hasta laactualidad. El primero en hacer referencia fue Liddle (1928) quien la propuso dentro de la

Formación Guayuta. Posteriormente Hedberg (1937) le otorga el nombre de Formación

Querecual.

La sección tipo de la Formación Querecual aflora en el Río Querecual, en Anzoátegui

nororiental y posee un espesor aproximado de 700 m (González de Juana et al. 1980).

Litológicamente se compone de calizas arcillosas con estratificación delgada, laminadas y

lutitas calcáreas. El color de las calizas y lutitas es típicamente negro, aunque también han

sido reportados colores claros (LEV, 1997), en ella han sido descritas concreciones, con

forma discoidales, esferoidales y elipsoidales con diámetros entre unas cuantas pulgadas,

hasta varios pies (González de Juana et al. 1980). Su contacto inferior es concordante con

la Formación Chimana y el superior es transicional con la Formación San Antonio.

La unidad es especialmente rica en microfauna, con abundancia de los géneros

Hedbergella, Rotalipora, Heterohelix, Clavihedbergella, Rugoglobigerina, y

Globotruncana, se reporta la frecuente presencia de Ticinella sp. Según LEV (1997) en

trabajos de Furrer y tesistas del Departamento de Geología de la UCV mencionan la

aparición de: Bolivina, Bulimina, Neobulimina, además de mencionar la presencia de

radiolarios y ocasionales espiculas de esponjas.

La edad reportada para la Formación Querecual es Albiense tardío - Santoniense, y es

correlacionable con la Formación La Luna en el Occidente del país. El ambiente

depositacional de dicha formación fue marino (oceánico) euxínico, pero no hay datos

exactos de su batimetría (LEV, 1997).

Según LEV (1997), Furrer y Castro consideran que el inicio de la sedimentación de laFormación Querecual se caracteriza por la presencia de facies carbonatadas negras y

laminadas, asociadas a facies bioturbadas y a la ausencia de foraminíferos bénticos,

mientras que la parte final por la aparición de foraminíferos bénticos, de facies bioturbadas

y la presencia frecuente de aportes de cuarzo detrítico. También señalan que la Formación

15



Querecual no representa una anoxia contínua, sino un ambiente pobre en oxígeno, a

menudo interrumpido por breves episodios de oxigenación que permiten la instalación de

organismos bénticos.

La Formación San Antonio representa una unidad progradante, compuesta por lutitas,cherts y capas de micrita dispersas con concreciones y pobremente fosilífera. Se le atribuye

una edad Cretácico Tardío (post-Turoniense). Dicha formación representa condiciones de

surgencia en el margen norte de Sudamérica al igual que las ftanitas del Táchira y la

Formación Naparima Hill de Trinidad. El tope de la Formación San Antonio contiene

diques de areniscas post-depositacionales y muestra una progradación gradual que es

interrumpida por un límite de secuencia que se encuentra representado por las facies de

grano medio de la Formación San Juan.

La Formación San Juan, de edad Maastrichtiense tardío (LEV,1997), está compuesta

esencialmente por areniscas de grano fino a medio. Suprayacente a la Formación San Juan

se tiene la base de la Formación Vidoño, de edad Cretácico tardío - Eoceno Temprano, que

al igual que la Formación Caratas constituye el final de la sedimentación de margen pasivo

en el oriente de Venezuela (Erikson & Pindell, 1998).

La Formación Vidoño, está constituida por lutitas oscuras, ricas en foraminíferos, con capas

menores de areniscas y limolitas calcáreas, con glauconita, sedimentada en ambiente de

plataforma a talud superior, basado en parte, en el carácter arenáceo de la fauna (LEV,

1997).

16



CAPÍTULO III

GEOLOGÍA LOCAL

3.1-.Área de EstudioSe localiza en la Isla Chimana Grande, específicamente en el sector La Cienaguita, donde

aflora de forma continua la Formación Querecual. Dicha isla está ubicada al norte de

Puerto La Cruz, Estado Anzoátegui y pertenece al grupo de islas que conforman el Parque

Nacional Mochima. (Fig.7)

Fig.7-. Mapa de localización geográfica del área de estudio.

En esta localidad se evidencian rasgos estructurales producto de la actividad tectónica a la

cual fue sometida el norte de Suramérica en el post Oligoceno.

El rumbo general se esta secuencia es N80E con buzamiento 85S, en algunos casos la

estratificación tienden a estar vertical a subvertical, siempre conservando su inclinación

hacia el sur.

3.1-. Litoestratigrafía localGonzález de Juana et al. (1980) definen a la Formación Querecual como una alternancia

monótona de calizas y lutitas laminares de color negro con concreciones las cuales son

abundantes en toda la sección.

17



Margotta y Ramírez (2004), reportan que la parte basal de la Formación Querecual en esta

misma localidad, está constituida por lodolitas calcáreas “mudstone”, de tonalidades

marrones y negras algunas bastantes físiles; calizas lodosas “wackestone” y calizas masivas

“ packstone” con tonalidades marrones y grisáceas, de fractura astillosa y en general duras ylaminadas.

La sección objeto de este estudio corresponde a los siguientes 214 metros que continúan la

sección estudiada por Margotta y Ramírez (2004) ( Fig 8 y 9).

Fig. 8-. Parte inferior de la sección estudiada (Orientación E-W)

Fig. 9-. Parte superior de la sección de estudio (Orientación E-W)

La litología fue clasificada en campo utilizando los términos lodolita calcárea y caliza

granular, los cuales correspondería a los términos en ingles, “mudstone” y “ packstone”

18



respectivamente según la clasificación de Dunhan (1962). Las calizas granulares son de

tonalidades grisáceas y las lodolitas calcáreas son de tonos marrones, grises y negro, la

laminación paralela y las concreciones, de distintos tamaños, son las estructuras

sedimentarias comunes en toda la secuencia estudiada.Otra característica que se observa a lo largo de toda la sección es la presencia de

concreciones de composición carbonática y forma elipsoidal y esférica, donde se observa

un bandeamiento interno. El tamaño promedio de dichas estructuras hacia la parte basal es

de 8 a 12 cm de diámetro, hacia la parte media hasta de 35 cm de diámetro (Fig.10) y hacia

el tope se consiguen concreciones hasta de 7 cm de diámetro. En el tope se observan

nódulos de pirita de tamaño promedio de 13 cm completamente oxidados (Fig.11). Estos

nódulos de la parte superior meteorizan a tonalidades anaranjadas y verde.

Fig.10-. Concreciones de la parte media de la sección de 35cm de diámetro y de forma

esferoidal.

En la figura 14, se presenta la columna levantada en campo, de 214 metros de espesor y en

la cual se observa la distribución de los litotipos más abundante: “mudstone” y“ packstone”.

19



Fig. 11-. Caliza lodosa laminada con desarrollo de nódulos de pirita oxidados, ubicados a

los 138 metros de la sección

Es común observar a través de toda la columna vetas de calcita perpendicular y paralela a la

estratificación al igual que vetas de yeso (Fig.12).

Fig.12-. Vetas de calcita paralelas y perpendiculares a la estratificación que posee la capa.

20



Es de hacer notar el cambio de color (negro a marrón) en sentido lateral que se observa en

algunas capas (Fig.10)

M

Fig. 13-. Capa de lodolita calcárea “mudstone” (M) mostrando la variación lateral de color

(marrón claro a negro).

21



Fig. 14-. Columna Litoestratigráfica de la Formación Querecual, parte superior.

22



CAPÍTULO IV

SEDIMENTOLOGÍA

4.1-. IntroducciónSegún el análisis petrográfico la parte superior de la sección de La Formación Querecual

que aflora en la Isla Chimana se compone principalmente de rocas carbonáticas, lodolita

calcáreas, calizas lodosas y calizas granulares lodosas principalmente, para la clasificación

de estos litotipos se utilizó la clasificación de Dunham et al. (1962), la cual está basada en

la textura original o depositacional de la roca y donde se distinguen seis tipos: lodolita

calcárea (mudstone), caliza lodosa (wackestone), caliza granular lodosa (Packstone), caliza

granular (grainstone), bounstone y por último caliza recristalizada (Tabla.1)

Tabla. 1-. Tabla de clasificación para rocas carbonáticas de según su textura depositacional

(Modificado de Dunham et al, 1962)

23



4.2-. Petrografía

En la descripción petrográfica de las rocas carbonáticas se toman en cuenta los

componentes principales definidos en la clasificación de Folk (1962), en donde se

considera que estos componentes principales son: ortoquímicos y aloquímicos.Ortoquímicos: son todos los precipitados químicamente formados dentro de la cuenca y son

básicamente, la matriz de calcita microcristalina (micrita) y cemento espato.

Aloquímicos: son aquellos granos que se han formado por la precipitación química en el

interior de la cuenca de depósito, pero que en su mayor parte han sufrido algún transporte

posterior, cuatro tipos de alquímicos son importantes: los intraclastos, las oolitas, los fósiles

y los “ pellets”.

La Formación Querecual en el área de estudio se compone principalmente de rocas

carbonáticas, en las cuales predominan los componentes aloquímicos en un 60% y los

componentes ortoquímicos en un 40%

Petrográficamente se observa que las rocas en su mayoría presentan laminación y están

constituidas por una matriz micritica, fósiles pláncticos abundantes pero pocos diversos y

raros bénticos, materia orgánica, “ pellets” fosfáticos y hacia el tope se observa la presencia

de granos de cuarzo, plagioclasa, moscovita y feldespato potásico.

Los cementos son escasos y son del tipo fibroso, equigranular e isópaco siendo este último

el menos común de todos.

En los niveles más superiores de la sección se identificaron rocas carbonáticas con

abundante contenido de cuarzo detrítico y las cuales fueron clasificadas según Mount

(1985) para carbonatos de mezcla (Fig. 15)

24



Fig.15-. Clasificación de Mount (1985), para carbonatos de mezcla.

4.3-. Descripción de la sección en estudio

La sección se caracteriza por ser una secuencia homogénea de rocas carbonáticas, con una

matriz micrítica, foraminíferos pláncticos, materia orgánica y niveles fosfatizados.

En la base de la unidad los litotipos lodosos comunes son el “mudstone” y “wackestone”

pero a partir de los 75 m aproximadamente la ocurrencia del “ packstone” es mucho mayor,

porcentualmente es: “mudstone” 20%, “wackestone” 26% y “ packstone” 53% (Fig.16)

Porcentaje de Ocurrencia de los Liitotipos

Lodosos

21%

26%

53%

Mudstone

Wackestone

Packstone

Fig.16-. Porcentaje de ocurrencia de los litotipos lodosos dentro de la sección estudiada

25



Hacia la parte superior de la sección (192 m) se observa un aporte de material detrítico

(Fig.17), que supera el 10%. Esto hizo necesario la utilización de la clasificación de Mount

(1985) para definir estas rocas de mezcla (carbonáticas –siliclásticas), resultando micritas

arenosas.

4.4-. Microfacies (Fig.18)

Según Vera, (1994) este término se utiliza para denominar al conjunto de características

litológicas y paleontológicas observables al microscopio.

En la sección de estudio se definieron ocho (8) microfacies .

4.4.1-. Microfacies de “ Mudstone” de Foraminíferos Pláncticos (M1), corresponde a

una roca formada por lodo micrítico y menos del 10% de los componentes aloquímicos, los

cuales en su mayoría están representados por foraminíferos pláncticos (Fig.18 a).

4.4.2-. Microfacies de “ Mudstone” de Foraminíferos Pláncticos y Radiolarios (M2),

roca soportada por lodo micrítico con menos del 10% de los componentes aloquímicos los

cuales están representados por foraminíferos pláncticos y radiolarios (Fig.18 b).

4.4.3-. Microfacies de “ Mudstone” de Foraminíferos Pláncticos y Bénticos (M3), roca

soportada por lodo con menos del 10% de los componentes aloquímicos que en este caso

están representados por foraminíferos pláncticos y bénticos (Fig.18 c).

4.4.4-. Microfacies de “Wackestone” de Foraminíferos Pláncticos (M4), roca soportada

por lodo micrítico con más del 10% de los componentes aloquímicos, en este caso

representados por foraminíferos pláncticos (Fig.18 d).

26



Fig.17-. Columna Litoestratigráfica de la sección estudiada en la Isla Chimana Grande,sector La Cienaguita, mostrando las gráficas de distribución del aporte de detritíco en los

niveles superiores.

Fig.17-. Columna Litoestratigráfica de la sección estudiada en la Isla Chimana Grande,sector La Cienaguita, mostrando las gráficas de distribución del aporte de detritíco en los

niveles superiores.

27

27



4.4.5-. Microfacies de “Wackestone” de Foraminíferos de Pláncticos y Bénticos (M5),

roca soportada por lodo micrítico con más del 10% de los componentes aloquímicos,

representados por foraminíferos pláncticos y bénticos (Fig.18 e). .

4.4.6-. Microfacies de “ Packstone” de Foraminíferos Pláncticos (M6), roca soportada

por los componentes aloquímicos (más del 50%) siendo estos en su mayoría foraminíferos

pláncticos (Fig.18 f).

4.4.7-. Microfacies de “ Packstone” de Foraminíferos Pláncticos y Bénticos (M7), al

igual que la anterior, esta roca está soportada por los componentes aloquímicos (más de

50%) representados por foraminíferos pláncticos y bénticos (Fig.18 g).

4.4.8-. Microfacies de Micrita Arenosa (M8), roca soportada por lodo micrítico, pero

con la presencia de más del 10% de componentes siliciclásticos y escasos foraminíferos

pláncticos y bénticos (Fig.18 h).

4.5-. Distribución de las Microfacies

Los primeros 75 m de la sección, están caracterizados por la presencia de las microfacies

M1, M2, M3, M4 y M6, siendo más común la microfacies M1, la cual se caracteriza por la

presencia de lodo micrítico y menos del 10% de componentes aloquímicos.

En los 185m restantes, disminuye la ocurrencia de la microfacies M1, predominando las

microfacies: M3,M4, M5, M6 y M7, donde se observa una mayor ocurrencia de los

litotipos “wackestone” y “ packstone” y la ocurrencia de los foraminíferos bénticos se hace

más notoria. Hacia el tope de la unidad (192 m en adelante) se observa la microfacies M8.

28



ba

cd

f e

hg

Fig.18-. Microfacies identificadas en la parte superior de la sección de la Formación

Querecual, la Isla Chimana Grande. a) “ Mudstone” de foraminíferos pláncticos (M1)

(ACH-257), b) “ Mudstone” de foraminíferos pláncticos y radiolarios (M2) (ACH-147), c)

“ Mudstone” de foraminíferos pláncticos y bénticos (M3) (ACH-203), d) “Wackestone” deforaminíferos pláncticos (M4) (ACH-086), e) “Wackestone” de foraminíferos pláncticos y

bénticos (M5) (ACH-283), f) “Packstone” de foraminíferos pláncticos (M6) (ACH-173), g)

“Packstone” de foraminíferos pláncticos y bénticos (M7) (ACH-166), h) Micrita arenosa

(M8) (ACH-297).

29



CAPÍTULO V

DIAGÉNESIS

5.1-.Introducción La diagénesis se puede definir como todas aquellas transformaciones que sufren los

sedimentos como consecuencia de la acción conjunta de procesos físicos, químicos y

biológicos, desde el momento de su depositación hasta el comienzo del metamorfismo o

hasta que vuelven a ser expuestos a los efectos de la meteorización (Arche, 1992).

Las transformaciones que tienen lugar en la diagénesis son debidas a que las partículas

sólidas del sedimento y los fluidos encerrados en sus poros tienden a mantenerse en

equilibrio mediante reacciones controladas por parámetros físico-químicos (Arche, 1992).

Los procesos diagenéticos en sedimentos carbonáticos tienen gran importancia ya que

debido a la movilización de los carbonatos que lo integran se puede producir en la roca,

cambios mineralógicos, geoquímicos, texturales y de litificación (compactación,

cementación y recristalización). Dichos procesos están regidos principalmente por las

características hidroquímicas de las aguas intersticiales y otros factores como: PCO2, pH,

flujo, tamaño cristalino y mineralogía entre otros (Arche, 1994).

Para la determinación del grado diagenético de las rocas perteneciente a la Formación

Querecual, en la sección de la isla Chimana, se utilizaron las siguientes técnicas:

Análisis petrográfico detallado de secciones finas de roca, en microscopio de luz

polarizada.

Microscopia electrónica en sus modalidades SEM y BSE.

5.2-. Características Mineralógicas y Texturales

5.2.1-. Matriz

La matriz está constituida principalmente por lodo carbonático, sílice, fosfato y materiaorgánica (Fig.19). Se puede decir que en términos generales supera más del 50% de los

componentes de las roca, es de color negro, marrón y en ocasiones tiene tonos

anaranjados, el cual se le atribuye a la presencia de fosfato (Fig.20)

30



a’

a

b’

b

Fig. 19-. Fotomicrografía de microscopio electrónico de rocas carbonáticas de la

Formación Querecual en la zona de estudio, a ) Imagen de BSE (ACH-021 ) con su

espectro (a’) ; b) Imagen SEM (ACH-067) y su espectro (b’), donde se observa la

morfología y composición de la matriz carbonática-silícea.

31



a b

Fig. 20-. Diferentes tonos presentados por la matriz de los carbonatos lodosos (ACH-257 y

ACH- 005)

5.2.2-. Fósiles

Los fósiles presentes en la sección estudiada son mayormente foraminíferos de forma

globosa y sus cámaras están rellenas por cemento carbonático (Fig.21); en zonas puntuales

se puede observar que el cemento carbonático ha sido remplazado por fosfato y en

ocasiones por sílice (calcedonia). Los fósiles se observan embebidos en una matriz

micrítica formando niveles y láminas producto de la compactación. En los radiolarios se

puede observar que su composición original fue reemplazada completamente por calcita.

Los fragmentos de Inoceramus sp., presentan efectos de neomorfismo.

a

a’

Fig. 21-. Imagen de SEM, donde se muestran cámaras de foraminíferos pláncticos (a)

y espectro composicional de dichas cámaras, que muestra su composición

carbonática (a’) (ACH-067).

32



5.2.3-. Minerales Autigénicos

Los minerales autigénicos, son aquellos que se forman dentro de la misma cuenca,

minerales autigénicos encontrados fueron: calcita, fosfato, cuarzo, sílice, pirita y barita.

5.2.3.1-. Calcita

Es el mineral más abundante dentro de la sección, éste se puede conseguir como

precipitado rellenando las cámaras fósiles, poros, algunas fracturas y reemplazando la

pared silícea de los radiolarios (Fig. 22).

Fig. 22-. Fotomicrografía de cemento carbonático tipo “blocky” rellenando cámaras de

Heterohelix reussi (ACH-055).

5.2.3.2-. Fosfato

El fosfato se presenta en forma de “ pellets” en algunas ocasiones y en otras con formas

alargadas donde representan fragmentos de peces. Según el espectro realizado con la ayuda

de la microscopía electrónica, éste es un fosfato de calcio (apatito) (Fig.23 y 24).

33



a’

a

Fig.23-. Imagen de BSE (a) y espectro composicional (a’), donde se observa la

fosfatización de la matriz (a-a’) (ACH-067).

Fig.24-. Fotomicrografía de los niveles ricos en “ pellets” fosfáticos (ACH-133), nícoles

paralelos.

5.2.3.3-. Sílice

5.2.3.3.1-. Cuarzo cristalino

En algunos poros se puede observar la presencia de cuarzo microcristalino rellenando poros, aunque su ocurrencia dentro de la sección es menor a 1%, también se observa cuarzo

monocristalino embebido dentro de la matriz lodosa (Fig. 25).

34



Fig. 25-. Fotomicrografía donde se observa cuarzo monocristalino dentro de la matriz

carbonática (ACH-224), nícoles cruzados.

5.2.3.3.2-. Sílice amorfa

Es abundante su presencia dentro de la sección, fue identificado utilizando la microscopía

electrónica en sus dos modalidades; ésto implica que las rocas carbonáticas de la

Formación Querecual en esta localidad presentan un proceso de silicificación producto de

la diagénesis (Fig.26).

a

a’

Fig.26-. Imagen de BSE (a), donde se muestra la composición de la matriz, y los elementos

que se encuentra en mayor porcentaje: sílice (Si) seguido por el calcio (Ca), lo que indica la

silicificación de la matriz carbonática (espectro a’) (ACH-128).

35



5.2.3.4-. Pirita

Este mineral indica condiciones reductoras del medio diagenético en ambiente marino

(Zapata, 1983). Presenta una ocurrencia puntual y fue identificado en el análisis

petrográfico y en la microscopía electrónica (Fig.27).

a

a’

Fig.27-. Imagen de BSE, (a) y espectro composicional (a’) de la pirita presente en los

carbonatos de la Formación Querecual (ACH-266).

5.2.3.5-.Barita

Este mineral se observó en las muestras como cemento rellenando poros y fracturas, fue

detectado por medio de la microscopía electrónica ya que petrográficamente no pudo ser

identificado (Fig.28).

a

a’

Fig. 28-. Imagen de BSE, (a) y espectro composicional (a’) del sulfato de bario (Barita)

(ACH-128).

36



5.3-. Procesos Diagenéticos.

5.3.1-. Procesos Orgánicos

Los procesos orgánicos tienen lugar en la etapa inicial de la diagénesis, específicamente

cuando los sedimentos pierden su movilidad, comienzan a acumularse y la actividad biológica tiene lugar si las condiciones del medio son oxigenadas (Zapata, 1983)

La evidencia de estos procesos orgánicos son: la agregación, perforaciones, bioturbaciones

entre otros.

En la sección estudiada se encontró una fauna béntica compuesta por bivalvos ( Inoceramus

sp.) a lo largo de toda la sección y foraminíferos bénticos distribuidos desde la parte media

hasta el tope. Sin embargo, no se encontró ninguna evidencia notoria de los procesos

orgánicos anteriormente citados.

5.3.2-. Procesos Físico – Químicos.

5.3.2.1-. Cementación

Es el proceso de relleno de cavidades primarias, secundarias (principalmente fracturas) o de

disolución dentro del sedimento por precipitación química. Este proceso puede darse

durante toda la etapa diagenética. Se inicia en la fase más temprana bajo la influencia del

ambiente depositacional (Zapata, 1983).

Entre los factores que pueden controlar la mineralogía y morfología de los cementos se

tienen la geoquímica de la solución cementantes, velocidad de precipitación, la

temperatura, influencias orgánicas y acción de elementos traza entre otras.

5.3.2.1.1-. Cemento Fibroso

Tienen tamaños muy variables, la calcita magnesiana es fibrosa al igual que el aragonito

que lo es casi siempre y se forma con velocidades de cristalización no muy rápidas.

Dentro de la seccion estudiada este es el cemento predominante. El cemento fibroso

generalmente se presenta rellenando poros (Fig. 29)

37



cf

Fig.29-. Cemento fibroso rellenando fractura (cf) (ACH-267) nícoles cruzados.

5.3.2.1.2-. Cemento equidimensional (“ Blocky”

)

Los cementos esparíticos sólo pueden ser de calcita baja en magnesio y están relacionados

con una velocidad de precipitación lenta. Se caracteriza por el incremento en el tamaño de

los cristales hacia el centro de la cavidad poral. Es de notar que este tipo de cementación

puede ser generada durante cualquier etapa diagenética.

Al igual que el fibroso este tipo de cemento es común dentro de la sección estudiada

(Fig.30).

Fig-.30 Cemento “blocky” rellenando las cámaras del foraminífero pláncticoClavihedbergella simplex (ACH-160) nícoles paralelos.

38



5.3.3-. Disolución

Los minerales que componen una roca carbonática son llamados minerales metaestables, ya

que en el transcurso de los procesos diagenéticos estos tienden a transformarse o

desaparecer entre otros mecanismos por la disolución (Arche,1992).En la sección los procesos de disolución es irrelevante encontrándose principalmente en

conchas de foraminíferos (Fig.31).

Fig.31-. Disolución parcial de la concha de un foraminífero (ACH-287), nícoles paralelos.

5.3.4-. Procesos Neomórficos

Es un término que comprende todas las transformaciones que se producen dentro de un

mineral y el mismo polimorfo, dando lugar a cristales nuevos de distinto tamaño que los

originales (mayores o menores) o simplemente de distinta forma (Arche, 1992).

La transformación polimórfica es muy importante en las rocas carbonáticas ya que es un

proceso muy común durante la diagénesis y consiste en el paso de aragonito a calcita.

Existen dos tipos de transformaciones polimórficas de aragonito a calcita: las cuales son:neomorfismo de inversión homoaxial y heteroaxial. En el primero el aragonito fibroso pasa

a calcita fibrosa de la misma orientación y en el segundo no hay relación óptica ni textural

entre los cristales de aragonito y calcita.

39



En el área de estudio se observan los dos tipos de neomorfismo en las conchas de bivalvos,

este proceso neomórfico se presenta durante las primeras etapas de la diagénesis (Fig. 32).

a’a

Fig.32-. Fragmentos de bivalvos ( Inoceramus sp.) con neomorfismo, a) de inversión

homoaxial y a’) de inversión heteroaxial (ACH-112 y ACH-086).

5.3.5-. Reemplazo

Consiste en el cambio de mineralogía en el material preexistente. Son varios los procesos

de reemplazamiento que se puede dar durante la diagénesis de una roca carbonática, ya sea:

glauconitización, dolomitización, fosfatización y silicificación, entre otras (Arche, 1992).

El reemplazamiento se realiza volumen por volumen, pudiendo haber alguna sustracción o

adición de los iones del sistema.

En la sección de estudio se observa que existe reemplazo del carbonato que rellenaba en

principio las cámaras fósiles por: fosfato, sílice y en ocasiones barita. También se observa

que ocurre el reemplazo de la sílice que compone a los esqueletos de los radiolarios por

carbonato.

5.3.5.1-. Fosfatización

En el material pelágico es común encontrar material fosfatizado, y generalmente está

asociado a fluctuaciones del nivel del mar (Arthur & Jenkyns, 1981) y a épocas de clima

cálido, suelen estar relacionados con episodios transgresivos en los que cambia la

40



circulación de las aguas lo que ayuda a la formación de nódulos o estratos enriquecidos en

fosfato.

Para que precipite el fosfato dentro de la cuenca las condiciones de Eh son independientes

(Krumbein & Garrels, 1952), por el contrario, las condiciones de pH, las cuales deben ser bajas, las temperaturas deben ser cálidas y tener la presencia de componente orgánico

(Zapata, 2003)

Están asociados a zonas donde las corrientes de surgencia contribuyen con la productividad

primaria y en sedimentos con características anóxicas en la que se encuentra reemplazando

los carbonatos (Zapata, 2003).

Es común observarlo dentro de la sección como mineral autigénico, reemplazando y/o

cementando fragmentos fósiles. En ocasiones se encuentra formando niveles o

simplemente disperso dentro de la matriz (Fig.33).

a b

Fig.33-. Matriz fosfática y foraminífero plánctico cementado por fosfato (a) y desarrollo de

aros de apatito en un grano de fosfato (b) (ACH-093A y ACH-293), nícoles paralelos.

5.3.5.2-. Silicificación

Según Arche (1992), este proceso es favorecido por pH, temperaturas bajas y aguas

sobresaturadas en sílice.Según Zapata (1983), se han reconocido tres tipos de silicificación en las rocas

carbonáticas:

Silicificación superficial, la cual tiene lugar principalmente en desiertos y se

caracteriza por la ocurrencia de sílice en forma de ópalo.

41



Silicificación diagenética inicial o temprana, la cual está relacionada con depositos

marinos y se puede presentar minerales como calcedonia, cuarzina y chert entre

otros.

Silicificación diagenética tardía, donde sólo se observan cristales de cuarzo.El proceso de silicificación, está estrechamente relacionado con la presencia de materia

orgánica, ya que ésta puede servir como adsorbente para separar sílice de una solución o

suspensión coloidal, por tal motivo la silicificación debe ocurrir tempranamente antes de

que la materia orgánica sea removida por reducción en el avance del sotérramiento.

Mcllreath & Morrow (1990) proponen que soluciones supersaturadas en sílice pueden

reemplazar carbonatos, con condiciones de presión y temperaturas bajas en presencia de

CO2.

La silicificación es uno de los procesos diagenéticos más importantes que se observa en los

carbonatos lodosos de la sección estudiada. Allí se puede observar el proceso de

silicificación temprana en dos modalidades

Silicificación extensiva

Silicificación puntual (cristales de cuarzo autigénico)

Silicificación extensiva, este proceso diagenético se observa en la mayoría de los litotipos

lodosos y su grado solamente pudo ser evidenciado mediante estudio de microscopia

electrónica (Fig.34). Por lo tanto, aunque los análisis de SEM fueron realizados a solo 10

muestras distribuidas en la columna, la mayor parte de los carbonatos lodosos de la

Formación Querecual presentan grados variables de silicificación (Fig.35 y 36).

Margotta & Ramírez (2004), reportan procesos de silicificación para el tope de la sección

que ellos estudiaron, la cual es la base de la sección en estudio.

42



a

a’

Fig.34-. Imagen de BSE, donde se muestra el reemplazo parcial de la matriz carbonática

por sílice y su espectro composicional a’ (ACH-093).

a

a’

Fig.35-. Imagen de SEM, donde la morfología de la matriz (a) y el espectro de

composición del área encerrada en el recuadro (a`), la composición es sílice y calcio

principalmente, los picos más notorios representan el contenido de Si y Ca (ACH-034).

43



a

a ’ a’ ’

Fig.36-. Imagen de BSE de la matriz de un “wackestone" (a) y dos mapas (a-a’) de

distribución de elementos Si y Ca respectivamente, donde la abundancia de esta marcada

por el color blanco (ACH-034).

Silicificación puntual: dentro de la sección en estudio se observan cristales de cuarzo

monocristalino de origen autigénico rellenando cavidades porales y su ocurrencia es menor

a 1%.

5.3.5.3-. Piritización

El proceso de piritización indica condiciones reductoras del medio diagenético en ambiente

marino y se forma en una etapa temprana de la diagénesis (Zapata, 1983).Hay que señalar que para la formación de sulfuro de hierro (pirita), se requiere la presencia

de materia orgánica capaz de absorber el hierro en suspensión coloidal y precipitarlo

posteriormente por reducción de la materia orgánica (Zapata, 1983).

44



Cristales de pirita fueron identificados mediante el análisis petrográfico y posteriormente a

través de la técnica de microscopia electrónica (Fig.37). Este mineral se encuentra disperso

en la matriz y en ocasiones rellenando fragmentos fósiles.

a

a’

Fig.37-. Imagen de BSE, donde se muestra la presencia de pirita (a) y espectro

composicional (a’) (ACH-234).

5.3.6-. Concreciones

Poseen formas esferoidales y son de origen diagenético, generalmente se encuentran

paralelas a la estratificación y químicamente pueden formarse debido a la biodegradación

de la materia orgánica local modificando el pH hacia una hipersaturación favoreciendo la

precipitación del carbonato.

También pueden formarse por relleno de poros, reemplazo mecánico producido por presión

sobre sedimentos blandos. Las concreciones que su núcleo está conformado por fósiles

completos indican una formación temprana de éstas.En la sección de estudio las concreciones están presentes a lo largo de toda la secuencia, y

poseen distintos tamaños, en la base el tamaño promedio es de 10 cm de diámetro, hacia la

parte media se encuentran algunas de dimensiones hasta de 35 cm y hacia el tope de la

secuencia con de un promedio de 8 cm.

45



Es de hacer notar que dentro de algunas concreciones recolectadas en campo se

reconocieron amonites de 5 cm aproximadamente, lo que indica la formación temprana de

la concreciones.

5.3.7-. Nódulos

Los nódulos son estructuras diagenéticas de forma irregular y de composición mineralógica

variable, pero diferente a la roca en donde se encuentra, no tienden a presentar estructura

interna (Zapata, 1983).

En la sección de estudio se observa la presencia de nódulos de pirita oxidados hacia la parte

superior, específicamente a partir de los 138 m, estos se distribuyen de manera aleatoria

dentro de la roca y fueron descritos en el capítulo de geología local (Fig.11).

5.3.8-.Compactación Física

A medida que los sedimentos se compactan bajo la acción de una carga, pierden porosidad

y decrecen en espesor, mientras las partículas y las estructuras sedimentarias son

modificadas o reacomodadas, dependiendo de la porosidad inicial y si estaban

originalmente soportados por granos o por lodo (Choquette & James, 1990).

La laminación en los sedimentos lodosos es comúnmente formada por objetos rígidos, tales

como fósiles y nódulos en una escala pequeña (Tucker & Wright, 1990). Por lo tanto, la

compactación física convierte a los “mudstone”, pobres en granos, en “wackestone” y

“ packstone” (Morrow & Mcllreath, 1990).

Estas ideas propuestas por varios autores explican, cómo se pudo formar la laminación que

presentan los carbonatos lodosos de la Formación Querecual en el área de estudio.

5.3.9-.Fracturas

En la sección estudiada es común encontrar fracturas tanto paralelas como perpendiculares

a la estratificación, las fracturas generalmente están rellenas por calcita, sílice (calcedonia

o cuarzo) y barita en menor proporción (Fig.38).

46



a a’

Fig.38-.Fracturas paralelas a la estratificación rellenas con calcita y cuarzo (a) y fracturas

perpendiculares rellenas con calcedonia (a’) (ACH-093A) nícoles cruzados.

5.3.10-. Porosidad

En la sección de estudio el tipo de porosidad encontrada principalmente es por fractura,

además de interpartícula e intrapartícula, pero la ocurrencia de las dos últimas es escasa

(Fig.39).

a b

Fig.39-. Porosidad secundaria producida por fracturas perpendiculares a la laminación (a) y

(b) porosidad interpartícula dentro de las cámaras de un foraminífero plánctico ( Heterohelix

reussi) (ACH-130 y ACH-078) nícoles paralelos.5.4-.Etapa Diagenética y Paragénesis

5.4.1-. Etapa Diagenética

La diagénesis temprana ocurre durante el enterramiento del sedimento a pocos metros y

bajas temperaturas (Morrow y Mcllreath, 1990).

47



Los carbonatos lodosos de la Formación Querecual, que afloran en la Isla Chimana Grande,

presentan una etapa diagenética temprana, esto se evidencia por los procesos post-

depositacionales que se estudiaron durante el desarrollo de este trabajo.

Como se mencionó los procesos orgánicos no fueron observados y los procesos físico-químicos son todos ellos de diagénesis temprana:

La generación de cementos fibrosos y “blocky”.

Neomorfismo (de inversion homoaxial y heteroaxial)

Silicificación, fosfatización, sulfatación y piritización lo cual solo indica

condiciones reductoras de Eh entre (0 y -0,3) (Krumbein y Garrels, 1952) y

condiciones de Ph bajas entre (7,0 y 7,5), lo cual favorece a la formación de dichos

minerales.

La evidencia de compactación física es muy notoria, debido a que la mayoría de los

litotipos lodosos presentan laminación, la cual tiende a reacomodar a los fósiles paralelos a

la laminación, generando que algunos litotipos pierdan algún porcentaje de su volumen

inicial y a la vez se produce expulsión de las aguas intersticiales.

5.4.2-. Paragénesis

La paragénesis consiste en la sucesión de los procesos diagenéticos según su tiempo de

ocurrencia y cada uno de ellos manifiesta distintas intensidades según las condiciones del

medio sean favorables o no para su desarrollo (Vera, 1994)

La sucesión de eventos diagenéticos en la sección de estudio es la siguiente: Formación de

cemento fibroso y “blocky”, conjuntamente con los procesos de piritización, neomorfismo

y reemplazo. Son procesos que comienzan a ocurrir en la roca desde el momento de su

depositación y otros como la compactación también ocurren en ese tiempo.

Las condiciones de Ph tendrían que ser bajas, para que en el medio precipitase el fosfato y

la sílice, además que las aguas seguramente estarían saturadas en estos elementos sílice (Si)y fósforo (P).

La apertura del protocaribe pudiese ser la principal fuente de sílice que se encuentra

disuelto en el agua, lo que indica una influencia hidrotermal. La materia orgánica tiene la

capacidad de captar los iones de sílice, luego durante la reducción de la materia orgánica y

48



la generación de dióxido de carbono, disminuye el Ph, disolviendo el carbonato localmente

y generando condiciones de menor solubilidad para el sílice por lo cual en estas

condiciones la sílice precipita reemplazando ya sea la cavidad fósil o la matriz carbonática.

En la sección de estudio también se observa evidencia de procesos epidiagenéticos, talescomo fracturas extensivas, las cuales se pueden encontrar rellenas por calcita, cuarzo y muy

raras ocasiones por barita (Fig. 40).

49



Fig.40-. Distribución de los efectos diagenéticos (paragenesis) en los carbonatos lodosos de

la Formación Querecual, la intensidad de los colores indica el nivel de intensidad de los

procesos diagenéticos.

50



CAPÍTULO VI

PALEONTOLOGÍA Y EDAD

6.1-. IntroducciónLos fósiles nos suministran dos tipos de información: la primera acerca de la edad relativa

de la roca (aspecto del cual se ocupa la bioestratigrafía) y el segundo acerca del medio

sedimentario, lo cual seria la paleoecología (Vera, 1994).

El análisis bioestratigráfico de la sección en estudio, se efectuó a partir de la identificación

de foraminíferos pláncticos en sección delgada.

6.2-. Paleontología y Edad

El contenido fósil en las rocas de la sección estudiada está conformado en orden de

abundancia por: foraminíferos pláncticos, bénticos, bivalvos y radiolarios.

A continuación se mencionan el contenido faunal identificado en la sección de estudio:

6.2.1-. Foraminíferos Pláncticos

En el conjunto de foraminíferos pláncticos se identificaron los siguientes géneros:

Hedbergella, Gobigerinelloides, Heterohelix, Clavihedbergella Schackoina, Whiteinella,

Dicarinella, Helvetoglobotruncana, Marginotrunca, Hastigerinoides, Contusotruncana y

Globotruncana (Fig. 41 y anexo1).

6.2.2-. Foraminíferos Bénticos

Los foraminíferos bénticos son poco abundantes y pertenecen a los géneros: Bulimina,

Bolivina, Gavelinella y Lenticulina, reportándose su primera aparición a partir de los

primeros 17 m de la sección y tienden a ser comunes a partir de los 96 m, exceptuando

Lenticulina sp. que aparece a los 189 m, y Siphogenerinoides sp., el cual se observa a

partir de los 109 m (Fig.42 y anexo 1)

51



cba

d e f

h ihg

j

Fig.41-.Algunas de las especies de foraminíferos pláncticos identificados en la sección de

estudio: (a) Hedbergella planispira (ACH-93A), (b) Heterohelix reussi (ACH-006), (c)

Whiteinella baltica (ACH-007), (d) Schackoina cenomana (ACH-241), (e) Dicarinella

concavata (ACH-048), (f) Helvetoglobotruncana cf . helvetica (ACH-007), (g)

Marginotruncana sigali (ACH-007), (h) Eohastigerinella watersi (ACH-071), (i)

Contusotruncana lapparenti (ACH-129), (j) Golobotruncana linneana (ACH-092).

52



ba

c d

Fig.42-. Foraminíferos bénticos, presentes en la sección: (a) Bulimina sp. (ACH-176), (b)

Siphogenerinoides sp. (ACH-290), (c) Gavelinella sp. (ACH-203), (d) Lenticulina sp.

(ACH-295).

6.2.3-. RadiolariosLos radiolarios son protistas pláncticos, exclusivamente marinos y pelágicos. La

composición del esqueleto es de sílice opalina y es posible identificarlos al microscopio

tomando en cuenta su simetría esférica (orden Spumellaria).

Los radiolarios dominan la zona fótica, aunque se han encontrado límites de conjuntos

desde los 50 m hasta los 4000 m.

En los ejemplares identificados, la sílice que conformaba su esqueleto ha sido reemplazada

completamente por calcita, pero aún es reconocible su morfología (Fig.43).

La distribución de los radiolarios en la sección de estudio no es homogénea, y sólo se

consiguen en pocos intervalos, específicamente a los 4, 26 y 83 metros, y en porcentajes

menores a 10% de la población fósil.

53



Fig.43-.Fotomicrografía de radiolarios, embebidos en una matriz micrítica, nícoles

cruzados (ACH-147).

6.2.4-. Bivalvos

Los bivalvos identificados pertenecen al género Inoceramus, y son comunes en toda la

sección. Se puede observar que la concha de estos bivalvos ha sufrido procesos

diagenéticos de neomorfismo heteroaxial y homoaxial (Fig.44).

Fig.44 -. Fragmentos de bivalvo, género Inoceramus (ACH-147), nícoles cruzados.

6.3-. Edad

La bioestratigrafía aporta información a la estratigrafía y paleontología la cual se ocupa

del estudio de los restos o evidencias de vida pasada en los estratos y de la organización de

estos estratos en unidades basada en su contenido fósil (Vera, 1994). El objetivo básico es

54



recopilar y usar esa información acerca de la evolución morfológica de las especies, para

determinar su distribución paleogeográfica (Vera, 1994).

La Formación Querecual ha sido datada en varias de las regiones donde ésta aflora,

reportando edades Albiense tardío – Santoniense (LEV, 1997).Con el objeto de determinar la edad del intervalo estudiado se realizó la identificación de

las formas de foraminíferos pláncticos utilizando la zonación de Sliter (1989). Se

definieron tres zonas bioestratigráficas dentro del intervalo de tiempo Turoniense tardío y

Santoniense (Fig.45).

Zona Marginotruncana sigali – Dicarinella primitiva: cuyo límite inferior está

definido por la primera ocurrencia (P.O) de Marginotruncana sigali, y su límite

superior por la primera aparición (P.A) de Dicarinella concavata. Marginotruncana

sigali ocurre desde los primeros diez metros (10 m) a partir de la base donde se

comenzó el levantamiento y se extiende hasta los 54 m cuando aparece la Dicarinella

primitiva, la aparición de esta especie indica una edad para la base de la sección

Turoniense tardío. Complementan en el conjunto faunal: Heterohelix reussi,

Heterohelix moremani, Hedbergella spp., Hedbergella delrioensis, Whiteinella baltica,

Marginotruncana spp., Whitenella spp., y Clavihedbergella simplex.

Zona Dicarinella concavata: esta zona se extiende desde los 54 m hasta los 76 m, y

está definida por la primera aparición de la Dicarinella concavata. El limite superior

está definido por la aparición de Eohastigerinella watersi. El conjunto de pláncticos que

acompañan a los marcadores está compuesto por: Heterohelix reussi, Heterohelix

moremani, Hedbergella spp., Hedbergella delrioensis, Whiteinella baltica,

Marginotruncana spp., Whitenella spp., Clavihedbergella simplex, Hedbergella

flandrini, Globigerinelloides bolli, Dicarinella spp., Marginotruncana schneegansi y

Globigerinelloides spp. Zona Dicarinella asymetrica: el límite inferior de esta zona (a los 76 m) está definido

por la P.O de Eohastigerinella watersi ya que el marcador zonal ( D. asymetrica) fue

encontrado a los 210 m de sección. El conjunto faunal de esta zona está conformado

además por: Heterohelix reussi, Heterohelix moremani, Hedbergella spp., Hedbergella

55



delrioensis, Whiteinella baltica, Marginotruncana spp., Whitienella spp.,

Clavihedbergella simplex, Hedbergella flandrini, Globigerinelloides bolli, Dicarinella

spp., Marginotruncana schneegansi y Globigerinelloides spp., Globotruncana

linneiana, Globotruncana spp., Marginotruncana marginata, Marginotruncana renzi,Globigerinelloides ultramicrus, Globotruncana lapparenti, Contusotruncana fornicata,

Gobligerinelloides messinae, Globotuncana bulloides, Hedbergella holmdelensis,

Globotruncana hilli, Schackoina cenomana, Hetrohelix globulosa y Dicarinella

asimétrica, la edad determinada para está zona es Santoniense.

Es de notar que en esta zona se observa la mayor diversidad de fauna especialista y siguen

estando presente formas oportunista, lo que sugiere cambios importantes en lo referente a

condiciones paleoecológicas, lo cual será desarrollado a continuación.

56



a

b

c

d

Fig.45-.Especies índices y otras marcadoras de edad, identificadas en la sección de la

Formación Querecual, en la Isla Chimana Grande. Marginotruncana sigali (a), Dicarinella

concavata (b), Eohastigerinella watersi (c), Dicarinella asyemtrica (d).

57



6.4-. Paleoecología y Estrategia de Vida

La vida de los foraminíferos bénticos y pláncticos está controlada por distintos factores

físico - químicos y ambientales.Factores como temperatura, salinidad, luz, profundidad, oxígeno, corrientes de agua y

cadena alimenticia, son factores que inciden en el desarrollo de la vida de estos individuos,

ocasionando que estos desarrollen morfologías simples o complejas y ornamentadas.

Premoli Silva y Sliter (1999) describen cuales fueron las estrategias de vida para la fauna

plánctica del Cretácico en diferentes latitudes y señalan cuales fueron los principales

eventos que afectaron la ecología de ese tiempo.

Los mencionados autores, describen como fauna especialistas aquellas que se caracterizan

por vivir en la parte más profunda de la columna de agua, es decir, zonas donde hay poca

luz, donde las aguas tienden a ser más frías, y la cantidad de alimento es poco, ocasionando

que los organismos que allí habitan tiendan a desarrollar una ornamentación característica,

con tendencia a ser de mayor tamaño; a éstas especies se le conoce también como fauna

oligotrófica.

Premoli Silva y Sliter (1999), también mencionan organismos oportunistas, los cuales

generalmente ocupan la parte superior de la columna de agua, donde estas son más

oxigenadas, la luz no es escasa y hay gran cantidad de alimento; a estos organismos

también se les puede llamar fauna eutrófica.

Las especies de foraminíferos pláncticos identificadas en la sección estudiada de la

Formación Querecual en la Isla Chimana, es indicativa de dos (2) eventos paleoecológicos

importante, uno de tranquilidad o “stasis” y otro de mezcla.

El primer evento sucede durante el Turoniense tardío y Coniaciense, donde la fauna

encontrada es mayormente oportunista, aunque hay que señalar que también la aparición

de los “marginotruncánidos” ocurre en el Turoniense tardío, fauna que es clasificada porPremoli Silva & Sliter (1999) como especialista u oligotrófica. La ocurrencia mayor de

fauna oportunista indica condiciones eutróficas (Fig.46).

58



Edad

Whiteinella

Globigerinelloides

C. fornicataG. bulloidesG. linneiana

M. sigaliH. flandriniD. asymetricaD. concavata

HeterohelixHedbergella

HeterohelixHedbergella

Heterohelix

Hedbergella Globigerinelloides

WhiteinellaM. sigaliD.concavataH. flandrini

Coniaciense

Santoniense

TuronienseM. schneegansi tardío

Mesotrófico + Eutrófico+ Oligotrófico

Fig.46-. Distribución en tiempo de la fauna de foraminíferos pláncticos de la Formación

Querecual según su estrategia de vida. Marginotruncanas (M), Hedbergella (H),

Dicarinella (D), Contusotruncana (C), Globotruncana (G).

Estas condiciones prevalecen en el Coniaciense, aunque la ocurrencia de fauna especialista

continua siendo importante con la aparición del género Dicarinella conjuntamente con los

“marginotruncanidos”, las cuales se mantienen hasta el Santoniense.

En el segundo evento (durante el Santoniense), se produce una diversificación de la

fauna especialista con la aparición de los géneros: Gobotruncana y Contusotruncana. Los

géneros Marginotruncana y Dicarinella siguen presentes pero en menor proporción

Premoli Silva & Sliter (1999), mencionan que para el Santoniense comienza la aparición

de Heterohelix reussi largos. En la sección de estudio se observa este evento ya que el

tamaño de los Heterohelix aumenta de 200 micras a 300 micras (Fig.47).

59



a b

Fig.47-. Fotomicrografias de: a) Heterohelix reussi cuyo tamaño es de aproximadamente

200 micras, encontrado en a base de la sección a 3,6 m y b) Heterohelix reussi de tamaño

aproximado 300 micras, encontrado a 163 m dentro de la sección en estudio de la

Formación Querecual.

En cuanto a los bivalvos, del género Inoceramus, éstos se encuentran en la interfase agua-

sedimento y pueden habitar zonas con bajas concentraciones de oxígeno (Arthur et al.,

1987).

Los radiolarios aunque en muy baja abundancia también se encuentran presente dentro de

la sección. Éstos organismos viven en todos los mares y climas aunque son más diversos

en latitudes ecuatoriales y abundantes en las zonas templadas y frías, generalmente se

encuentran en regiones donde las corrientes de surgencia traen nutrientes desde las

profundidades oceánicas.

6.5-. Paleobatrimetría

La distribución en profundidad de los foraminíferos pláncticos durante el Cretácico es

similar a la configuración actual, donde los morfotipos globulares habitan en las aguassuperficiales y los biconvexos, con quilla y planoconvexos representan incrementos en la

profundidad (Leckie, 1987).

Los géneros simples o globulares como Heterohelix y Hedbergella son abundantes en

aguas superficiales, mientras que géneros más complejos y ornamentados como:

60



Marginotruncana, Dicarinella, Globotruncana y Contusotruncana, pertenecen a zonas

más profundas.

En la sección estudiada parte superior de la Formación Querecual que aflora en la isla

Chimana se tiene que, los foraminíferos oportunistas simples y globosos se encuentrandistribuidos a lo largo de toda la columna y en ocasiones en porcentajes considerables, lo

que refleja que durante el Cretácico superior prevalecieron condiciones eutróficas.

Por otro lado hacia la parte media de la sección se observa un incremento en la variedad de

fauna especialista ya que comienza la aparición de los géneros Globotruncana y

Contusotruncana además de los géneros Marginotruncana y Dicarinella.

Leckie (1987) determina tres (3) asociaciones fosilíferas en cuanto a profundidad, basado

en los patrones de conjunto de foraminíferos. Apoyados en esta idea Margotta & Ramírez

(2004), proponen para la seccion basal de la Formación Querecual en esa misma localidad

una paleobatimetría mayor a 100 metros, tomando en cuenta la presencia de los géneros

Hedbergella, Whiteinella conjuntamente con la aparición de Rotalipora como organismo

especialista.

Tomando en cuenta la aparición de la fauna especialista característica de zonas profundas

en la columna de agua (mayores a 100 m) y lo reportado por Margotta & Ramírez (2004)

se propone que la sección se deposito en una profundidad mayor a 100 m.

La fauna béntica que se encuentra en la sección no aporto suficientes datos para definir

paleobatrimetría más precisa.

61



CAPÍTULO VIIQUIMIOESTRATIGRAFÍA

7.1-.Introducción

La quimioestratigrafía, es la rama de la estratigrafía que se ocupa del estudio e

interpretación de la composición geoquímica de las rocas presentes en una sección

sedimentaria (Vera, 1994)

7.2-.Distribución Porcentual del CaCO3

La producción de carbonatos responde a cambios climáticos, siendo la variación de

profundidad del agua el más significativo, otros factores como la penetración de luz,

oxigenación, temperatura, aporte detrítico y salinidad también influyen en la producción.El porcentaje de carbonato de calcio en la sección en estudio varia entre 16% (valor

mínimo) y 94% (valor máximo) con promedio de 50,52%, estos valores indican que la

secuencia analizada se compone principalmente de calizas y que las condiciones físico –

químicas fueron idóneas para la formación de dichas rocas. Los menores valores de CaCO 3,

corresponde a rocas que presentan algún grado de silicificación.

7.3-.Carbono Orgánico Total (COT)

El carbono orgánico total está formado por bitumen que son pequeñas moléculas solubles

en solventes orgánicos y por material orgánico insoluble de moléculas grandes denominado

kerógeno.

Los factores que controlan el contenido de carbono orgánico total son la productividad

orgánica y el contenido de oxígeno del medio de depositación. Es decir, la calidad y el tipo

de materia orgánica que llega a los sedimentos está controlada en parte por el ambiente de

depósito y puede ser relacionada con la riqueza orgánica de las aguas suprayacentes.

Los eventos anóxicos, conocidos como OAEs, se caracterizan por ser depósitos ricos en

materia orgánica los cuales requieren de condiciones particulares para su formación, tales

como alta productividad orgánica, pobre circulación y bajo contenido de oxígeno en el agua

de mar (Tucker y Wright, 1990). La pobre circulación permite el desarrollo de

62



estratificación del agua y de capas de bajo oxígeno. El COT puede dar indicio de capacidad

generadora de la roca.

% COT CAPACIDAD GENERADORA0- 0,5 POBRE

0,5 – 1,0 MODERADA

1,0 – 2,0 BUENA

2,0 MUY BUENA

Altos porcentajes de COT indica condiciones de alta productividad en las aguas

superficiales y baja concentraciones de oxígeno en las aguas de fondo, lo que ayuda a la preservación de la materia orgánica.

Los porcentajes de carbono orgánico total dentro de la secuencia varían desde valores muy

bajos 0,13% hasta altas concentraciones de 4,24%.

Distintos autores (Kertznus et al. (2003), Kuhnt & Holborn (2003), Rey (2004), Wagner

(2002), Zapata (2003) entre otros) proponen una edad para el evento OAE3 Coniaciense –

Santoniense. En la sección estudiada de la Formación Querecual en la Isla Chimana

Grande, se tiene que, las mayores concentraciones de COT ocurren durante el Conianiense

– Santoniense, específicamente a partir de los 50 hasta los 190 metros. Esta acumulación de

materia orgánica corresponde al evento de anóxia (OAE3) antes mencionado. Es de hacer

notar que dentro del Santoniense (Zona de Dicarinella asymetrica) específicamente entre

los 130 y 190m se registran los valores más altos de acumulación de materia orgánica y

representa en la sección estudiada, las condiciones idóneas de mínimo oxígeno para la

acumulación de materia orgánica (Fig.48). Conjuntamente se tiene la presencia de

foraminíferos bénticos de los géneros Bulimina y Bolivina los cuales Kuhnt & Holbourn

(2003) en su estudio paleoecológico de los eventos anóxicos del Cretácico, señalan comocaracterísticos de zonas de mínimo oxígeno (OMZ) asociadas al ya mencionado evento

anóxico.

Zapata (2003), reporta en la Formación La Luna del occidente de Venezuela el evento

anóxico OAE3 durante el Coniaciense – Santoniense, utilizando isótopos de estroncio

63



conjuntamente con isótopos de oxígeno y determina que la mayor concentración de

materia orgánica se tiene durante el Santoniense. Este intervalo que menciona Zapata

(2003) en la Formación La Luna en el Santoniense se correlaciona con el intervalo

reportado en este trabajo.

7.4-.Correlación con la Formación La Luna

Las condiciones físico – químicos y paleoecológicas de la Formación Querecual en el

oriente de Venezuela, son semejantes a las de la Formación La Luna del occidente de

Venezuela, la única diferencia que existe entre estas dos formaciones, es la presencia de

arcillas (montmorillonita) de origen diagenético en la Formación La Luna (Fig.49).

64



Fig.48-. Cuadro resumen de las características químicas, paleontológicas y rango temporal del even

parte superior de la Formación Querecual, isla Chimana Grande.



FormaciónQuerecual

Formación LaLuna

%COT

Facilitado por: Sandra de Cabrera2005

Fig. 49-. Gráfico de correlación con la Formación La Luna en el Occidente de

Venezuela, tomando en cuenta las altas concentraciones de COT (Facilitado por Sandra

de Cabrera (2005), data de Davis, 1998)



RESULTADOS Y CONCLUSIONES

8.1-.Conclusiones

La Formación Querecual en la Isla Chimana Grande, está constituida por calizas

lodosas compuestas de aloquímicos (fósiles y “ pellets” fosfáticos) y

ortoquímicos (micrita y cementos carbonáticos).

Se definieron ocho (8) microfacies: “ Mudstone” de Foraminíferos Pláncticos(M1), “ Mudstone” de Foraminíferos Pláncticos y Radiolarios (M2), “ Mudstone”

de Foraminíferos Pláncticos y Bénticos (M3), “Wackestone” de Foraminíferos

Pláncticos (M4), “Wackestone” de Foraminíferos Pláncticos y Bénticos (M5),

“Packstone” de Foraminíferos Pláncticos (M6), “Packstone” de Foraminíferos

Pláncticos y Bénticos (M7) y Micrita arenosa (M8).

Hacia el tope de la sección (192 m) se observa un aporte detrítico significativo y

contribuyen al desarrollo de carbonatos de mezcla.

Los carbonatos lodosos evaluados se ubican en una etapa de diagénesis

temprana de condiciones reductoras representada por procesos de mineralización

(silicificación, fosfatización y piritización).

El proceso de silicificación observado en los carbonatos lodosos de la

Formación Querecual, es un producto diagenético que no debe ser confundido

con procesos similares de origen orgánico.

La microfauna que está presente en la sección en su mayoría está constituida por

foraminíferos pláncticos, aunque se observa un incremento en la fauna béntica

hacia la parte media y tope de la sección.

La proporción de la fauna oportunista es mayor que la fauna especialista lo que

indica condiciones eutróficas en el medio.

Los oportunista están representados por los géneros: Heterohelix, Herbergella,

Whiteinella, Schackoina, Eohastigerinella y Globigerinelloides y los

especialistas por los géneros: Marginotruncana, Helvetoglobotruncana,

Dicarinella, Contusotruncana y Globotruncana. La fauna béntica identificada a partir de la parte media de la sección hasta el

tope esta constituida por los géneros: Bulimina, Bolivina, Gavelinella y

Lenticulina.

Se propone una paleoprofundidad mayor a los 100 m, tomando en cuenta la

profundidad propuesta por Margotta y Ramírez (2004).

2



La edad determinada para la sección es Turoniense tardío (Zona

Marginotruncana sigali - Dicarinella primitiva) a Santoniense (Zona

Dicarinella asymetrica).

En la sección estudiada durante el Coniaciense (Zona Dicarinella concavata) -

Santoniense (Zona Dicarinella asymetrica), se observan altos valores de

concentración de materia orgánica específicamente entre los 50 y 190m de la

columna, lo que se reporta en este trabajo como el evento anóxico OAE3. Dentro del intervalo señalado anteriormente, específicamente en el Santoniense

(Zona Dicarinella asymetrica), entre los 130 y 190 m, se observan los valores

más altos de COT, indicando un intervalo con condiciones anóxicas óptimas

para la preservación de materia orgánica.

La Formación Querecual en el oriente de Venezuela es correlacionable con la

Formación La Luna en el occidente de Venezuela comparando parámetros físico

– químicos y paleontológicos determinados para ambas formaciones.

3



RECOMENDACIONES

Realizar estudios de isótopos estables 13C y 18 O con el fin de calibrar

parámetros de edad y paleoceanográficos obtenidos en este estudio.

Realizar estudios de elementos mayoritarios y minoritarios para complementar

la data suministrada en este estudio.

Efectuar estudios de estratigrafía secuencial para determinar límites desecuencias, sistemas encadenados y máximas superficies de inundación.

Continuar el estudio de esta Formación en las islas aledañas o costa adentro para

tener el análisis completo de la secuencia cretácica, utilizando las técnicas

quimioestratigráficas que permitan caracterizar el sistema petrolero, importante

para la industria.

4



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formacion querecual