MODELO CRONOESTRATIGRÁFICO SEDIMENTARIO EN EL …bibliogeo.ing.ucv.ve/DB/bfiegucv/EDOCS/...TESIS_MSC...Tesis. Caracas, U.C.V. Facultad de Geología, Minas y Geofísica, Año 2010,

TRABAJO ESPECIAL DE GRADO

MODELO CRONOESTRATIGRÁFICO SEDIMENTARIO EN

EL ÁREA DE PLATAFORMA DELTANA. COSTAFUERA.

VENEZUELA.

Presentado ante la Ilustre

Universidad Central de Venezuela

Por la Ing. Cortez B.,

Saileth T.

Para optar al Título

de Magíster en Ciencias Geológicas.

Caracas, 2010

ii

TRABAJO ESPECIAL DE GRADO

MODELO CRONOESTRATIGRÁFICO SEDIMENTARIO EN

EL ÁREA DE PLATAFORMA DELTANA. COSTAFUERA.

VENEZUELA.

TUTOR ACADÉMICO: Msc. Nubia Santiago

TUTOR INDUSTRIAL: Msc. Nubia Santiago

Presentado ante la Ilustre

Universidad Central de Venezuela

Por la Ing. Cortez B.,

Saileth T.

Para optar al Título

de Magíster en Ciencias Geológicas.

Caracas, 2010

iii

Caracas, diciembre, 2010

Los abajo firmantes, miembros del Jurado designado por el Consejo de Escuela

Geología, Minas y Geofísica, para evaluar el Trabajo Especial de Grado

presentado por la Ing. Cortez B. Saileth T., titulado:

“Modelo Cronoestratigráfico Sedimentario en el área de Plataforma Deltana.

Costafuera. Venezuela”

Consideran que el mismo cumple con los requisitos exigidos por el plan de

estudios conducente al Título de Magíster en Ciencias Geológicas y sin que ello

signifique que se hacen solidarios con las ideas expuestas por el autor, lo declaran

APROBADO.

Prof. (nombre y apellido) Prof. (nombre y apellido)

Jurado Jurado

MSc. Nubia Santiago MSc. Nubia Santiago

Tutor Académico Tutor Industrial

iv

DEDICATORIA

A la maravillosa familia que Dios me dió…

A Dios por los milagros a diario....

A Qki donde quieras que estés…

v

AGRADECIMIENTOS

A mi mamá por todo, no hay palabras que puedan expresar todo su apoyo y amor.

A la Universidad Central de Venezuela por permitirme formar parte de nuevo de

la casa que vence las sombras.

A PDVSA por brindarme la oportunidad de desarrollarme profesionalmente a lo

largo de todos estos años.

A Nubia mi tutora, amiga, confidente, queridex gracias por todo y por lo que falta.

A mi familia, en especial a mi herma, La Negra (mi sombra), Sahir, Luis Arturo y

Letizia la dueña de mi corazón.

Al Sr. Gróver por sus conocimientos, lucidez y su sentido del humor.

A mis amigos de PDVSA Srta. Faé, Sra. Rocío, Sylvia, Emilys, Yoasmali,

Richard, Carelis, Miller, Asdrulymar, Sandra, Rafael y Francois quienes vivieron

el día a día conmigo a lo largo de todos estos años.

Al Señor Eulogio del Pino por depositar su confianza en mí.

A mis amigos de vida Marinell, Johana, Jennifer, Franco, Luiraima, Eliany y

Alejandro.

A mi familia Dharma y mi guía Sineth.

A mi gordito taicionero Bacci….

vi

Cortez Bastidas Saileth T.

“MODELO CRONOESTRATIGRÁFICO SEDIMENTARIO EN EL ÁREA

DE PLATAFORMA DELTANA. COSTAFUERA. VENEZUELA”

Tutor Académico: Msc. Nubia Santiago. Tutor Industrial: Msc. Nubia

Santiago. Tesis. Caracas, U.C.V. Facultad de Geología, Minas y Geofísica,

Año 2010, 200 pag.

Palabras Claves: Cronoestratigrafía, estratigrafía secuencial, progradación

deltaica, delta del Orinoco, Plioceno-Pleistoceno.

Resumen.

El área de estudio incluye la transición entre tierra y costafuera de la cuenca

oriental de Venezuela y tiene un área aproximada de 48000 km2, específicamente

en la Plataforma Deltana, el cual tiene importantes zonas de hidrocarburos con un

buen número de campos descubiertos de gas, petróleo y condensado entre

Venezuela y Trinidad.

Los sedimentos de edad Plioceno-Pleistoceno del delta del Orinoco tienen un

espesor que excede los 20000 pies, depositados en un margen activo (cuenca de

antepaís),producto de la flexión litosférica de la placa sudamericana en respuesta

al cinturón plegado de Trinidad formado por la colisión oblicua entre las placas

sudamericana y la placa Caribe. Este delta está dominado en el norte por olas y

ríos y al sur dominado por mareas y olas.

La estratigrafía desde el Oligoceno Tardío al Pleistoceno es dominada por el

sucesivo crecimiento de clinoformos al borde de plataforma. El modelo

estratigráfico secuencial establecido incluye 5 tectonosecuencias de segundo

vii

orden (K, A, B, C y D), cinco supersecuencias de tercer orden (C-1, C-2, D-1, D-2

y D-3) y cinco parasecuencias de cuarto orden (D-5a, D5-b, D-5c, D-5d y D-5e).

El cuadro cronoestratigráfico realizado como integración del modelo establecido

en el área de estudio, incluyó un estudio estratigráfico de 21 pozos en el área, de

los cuales 7 fueron estudiados en detalle con bioestratigrafía. Se tomó en cuenta la

interpretación sísmica realizada en un transecto de aproximadamente 300 Kms.

para observar las relaciones geométricas de la cuenca entre el Cretácico y el

Reciente y posterior calibración sísmica pozo.

Las secuencias de cuarto orden están presentes en el Pleistoceno, éstas contienen

las principales acumulaciones de hidrocarburos en el delta las cuales están

caracterizadas por abundantes reservorios clásticos depositados tanto en

ambientes someros como profundos. En el intervalo Plioceno-Pleistoceno

predominan secuencias progradantes con espesores mayores a 6000 pies con

facies que varían considerablemente de arenosas a lutíticas de ambientes

profundos a medida que el delta migró hacia el este.

Las arenas presentes en las secuencias de cuarto orden se caracterizan por tener

entre 100 y 300 metros de espesor y valores de porosidad estimados alrededor de

30%.

viii

INDICE

1.1 PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA .....................................................................16 1.2 OBJETIVOS ................................................................................................................16

1.2.1 OBJETIVO GENERAL............................................................................................16 1.2.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS...................................................................................16

1.3 TRABAJOS PREVIOS ................................................................................................17 1.4 UBICACIÓN DEL AREA DE ESTUDIO ...................................................................20

2 MARCO GEOLÓGICO .....................................................................................................21

2.1 GENERALIDADES DE LA CUENCA ORIENTAL DE VENEZUELA........................................21 2.2 EVOLUCIÓN GEODINÁMICA ..........................................................................................22

2.2.1 Megasecuencia de “prerift” en el Paleozoico tardío..............................................23 2.2.2 Megasecuencia “rift”..............................................................................................23 2.2.3 Megasecuencia del margen pasivo..........................................................................23 2.2.4 Megasecuencia de colisión oblicua.........................................................................25

2.3 ESTRATIGRAFÍA ......................................................................................................26 2.3.1 Formaciones presentes en el área...........................................................................27

2.3.1.1 Formaciones depositadas durante la etapa de margen pasivo ..................................... 27 2.3.1.1.1 GRUPO TEMBLADOR........................................................................................ 27 2.3.1.1.2 Formación Canoa .................................................................................................. 28 2.3.1.1.3 Formación Tigre .................................................................................................... 28 2.3.1.1.4 Formación Barranquín........................................................................................... 28 2.3.1.1.5 Formación El Cantil .............................................................................................. 29 2.3.1.1.6 Formación Querecual ............................................................................................ 29 2.3.1.1.7 Formación San Antonio......................................................................................... 30 2.3.1.1.8 Formación San Juan .............................................................................................. 30 2.3.1.1.9 Formación Vidoño................................................................................................. 31 2.3.1.1.10 Formación Caratas................................................................................................. 32 2.3.1.1.11 Formación Merecure ............................................................................................. 32

2.3.1.2 Formaciones depositadas durante la etapa de margen activo ...................................... 33 2.3.1.2.1 Formación Oficina................................................................................................. 33 2.3.1.2.2 Formación Carapita ............................................................................................... 35 2.3.1.2.3 Formación Freites.................................................................................................. 35 2.3.1.2.4 Formación La Pica................................................................................................. 37 2.3.1.2.5 Formación Las Piedras .......................................................................................... 37 2.3.1.2.6 Formación Mesa .................................................................................................... 38 2.3.1.2.7 Formación Paria .................................................................................................... 38

2.4 GEOLOGIA ESTRUCTURAL....................................................................................39 2.4.1 Provincias estructurales presentes en el área.........................................................39

2.4.1.1 Zona de Punta Pescador este....................................................................................... 40

ix

2.4.1.2 Zona de plataforma pasiva sur central ........................................................................ 40 2.4.1.3 Zona de fallas lístricas ................................................................................................ 41 2.4.1.4 Zona de prisma de acreción de Barbados.................................................................... 42 2.4.1.5 Zona de Fachada Atlántica de Margen Pasivo.............................. 43 2.4.1.6 Contexto geomorfológico del delta del Orinoco .................... 43

3 MARCO TEÓRICO............................................................................................................45

3.1 FUNDAMENTOS SISMOESTRATIGRÁFICOS......................................................................45 3.2 SISTEMAS DEPOSITACIONALES (“DEPOSITIONAL SYSTEMS”) Y SISTEMAS ENCADENADOS

(“SYSTEMS TRACTS”) .................................................................................................................47 3.3 SUPERFICIES ESTRATIGRÁFICAS CLAVES.......................................................................50 3.4 CICLOS ESTRATIGRÁFICOS............................................................................................53 3.5 DELTAS ......................................................................................................................56

3.5.1 CARACTERISTICAS DE UN DELTA .....................................................................56 3.5.1.1 Llanura deltaica .......................................................................................................... 56 3.5.1.2 Frente deltaico ............................................................................................................ 56 3.5.1.3 Prodelta....................................................................................................................... 56

3.5.2 Trampas gravitacionales en deltas..........................................................................57 3.5.2.1 CLASIFICACIÓN DE DELTAS................................................................................ 57 3.5.2.2 Deltas fluvio dominados ............................................................................................. 58 3.5.2.3 Deltas dominados por oleaje....................................................................................... 59 3.5.2.4 Deltas dominados por mareas ..................................................................................... 60 3.5.2.5 Importancia económica de los depósitos deltaicos...................................................... 61

3.6 CARTAS CRONOESTRATIGRÁFICAS ...................................................................61 3.7 EFECTOS DEL CAMBIO CLIMATICO “GREENHOUSE VS. ICEHOUSE” SOBRE

EL NIVEL DEL MAR................................................................................................................62 3.8 CAMBIOS EUSTÁTICOS ..........................................................................................64

4 BASE DE DATOS Y METODOLOGÍA ...........................................................................66

4.1 BASE DE DATOS DE POZOS DISPONIBLES .......................................................................66 4.2 BASE DE DATOS SÍSMICOS DISPONIBLES........................................................................66 4.3 METODOLOGÍA .............................................................................................................67

4.3.1 Análisis estratigráfico .............................................................................................67 4.3.1.1 Validación de topes estratigráficos ............................................................................. 67 4.3.1.2 Análisis de los datos bioestratigráficos ....................................................................... 68 4.3.1.3 Identificación de límites de secuencia SB................................................................... 71 4.3.1.4 Correlaciones estratigráficas....................................................................................... 73

4.4 INTERPRETACIÓN SÍSMICA ............................................................................................73 4.4.1 Integración de la información .................................................................................73

4.4.1.1 Cartas estratigráficas................................................................................................... 73 4.4.1.2 PERFILES DE CARBOLOG ..................................................................................... 74

x

4.4.1.3 Elaboración de mapas paleobatimétricos .................................................................... 75 4.4.2 Estratigrafía secuencial ..........................................................................................75

4.4.2.1 Generación de la carta cronoestratigráfica .................................................................. 76

5 RESULTADOS Y ANÁLISIS DE RESULTADOS ..........................................................77

5.1 ESTILOS ESTRUCTURALES PRESENTES EN EL ÁREA......................................77 5.1.1 Margen Pasivo ........................................................................................................78 5.1.2 Margen activo .........................................................................................................81 5.1.3 Tectónica Gravitacional..........................................................................................82

5.2 MAPAS ESTRUCTURALES......................................................................................84 5.3 MODELO ESTRATIGRÁFICO SECUENCIAL ........................................................88

5.3.1 DESCRIPCIÓN DE SECUENCIAS ........................................................................88 5.3.2 ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL ...........................................................................89

5.3.2.1 Secuencia K ................................................................................................................ 90 5.3.2.2 Secuencia A ................................................................................................................ 92 5.3.2.3 Secuencia B ................................................................................................................ 94 5.3.2.4 Secuencia C ................................................................................................................ 96 5.3.2.5 Secuencia C-1 ............................................................................................................. 96 5.3.2.6 Secuencia C-2 ............................................................................................................. 99 5.3.2.7 Secuencia D .............................................................................................................. 102 5.3.2.8 Secuencias D-1, D-2 y D-3 ....................................................................................... 102 5.3.2.9 Secuencia D-4........................................................................................................... 106 5.3.2.10 Secuencia D-5........................................................................................................... 108

5.4 MODELO PALEOAMBIENTAL..............................................................................110 5.4.1 Cretácico Temprano..............................................................................................111 5.4.2 Cretácico Tardío ...................................................................................................112 5.4.3 Paleoceno y Eoceno ..............................................................................................112 5.4.4 Oligoceno Tardío a Mioceno Temprano ...............................................................113 5.4.5 Mioceno Temprano a Medio .................................................................................115 5.4.6 Mioceno Tardío .....................................................................................................116 5.4.7 Plioceno.................................................................................................................117 5.4.8 Pleistoceno ............................................................................................................119

5.5 CUADRO CRONOESTRATIGRÁFICO GENERADO PARA EL ÁREA DE

ESTUDIO.................................................................................................................................120 5.5.1 Descripción de secuencias ....................................................................................121

5.5.1.1 Basamento ................................................................................................................ 121 5.5.1.2 Margen Pasivo .......................................................................................................... 121 5.5.1.3 Cretácico Superior (Edad 98.9- 65 ma)..................................................................... 122 5.5.1.4 Paleoceno (65- 54.8 ma) y Eoceno (54.8- 33.7 ma).................................................. 123

5.5.2 Margen Activo .......................................................................................................123 5.5.2.1 Oligoceno (33.7-23.8 ma) ......................................................................................... 123

xi

5.5.2.2 Mioceno Inferior (23.8-16.4 ma) y Mioceno Medio (16.4-11.2 ma) ........................ 124 5.5.3 Mioceno Superior (11.2-5.32 ma) .........................................................................125 5.5.4 Secuencia D1-a (Ciclo TB 3.1)..............................................................................125 5.5.5 Plioceno Inferior ...................................................................................................126

5.5.5.1 (Zancleense 5.32- 3.58 ma)....................................................................................... 126 5.5.6 Plioceno Superior..................................................................................................127

5.5.6.1 (Piaciense 3.58-2.60 ma) .......................................................................................... 127 5.5.6.2 (Gelasiense 2.60- 1.77 ma) ....................................................................................... 127 5.5.6.3 Pleistoceno (Calabriense 1.77- 0.95 ma e Ioniense 0.95- 0 ma)............................... 127

5.6 PROGRADACIÓN DELTAICA Y SU RELACIÓN CON LA DISTRIBUCIÓN DE

RESERVORIOS.......................................................................................................................128 5.7 POSIBLES TRAMPAS ESTRUCTURALES Y ESTRATIGRÁFICAS

IDENTIFICADAS....................................................................................................................131 OPORTUNIDADES ................................................................................................................132

6 CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES...............................................................133

7 BIBLIOGRAFIA ...............................................................................................................136

xii

LISTA DE CUADROS Y GRÁFICOS

Figura 2.1. Provincias fisiográficas y cuencas sedimentarias presentes en la cuenca Oriental de

Venezuela, incluyendo la Plataforma Deltana en costafuera. (Tomado y modificado de Di

Croce et al., 1999) .................................................................................................................22 Figura 2.2. Carta de correlación estratigráfica en sentido Norte -Sur a lo largo de Venezuela

Oriental, desde el río Orinoco hasta la Serranía del Interior. (Parnaud, et al., 1995).........25 Figura 2.3. Tabla estratigráfica general donde se observa la cronoestratigrafía, fases tectónicas,

secuencia estratigráfica y mayores límites de secuencia durante la evolución de la cuenca

Oriental de Venezuela (tomado y modificado de Di Croce et al. 1999) ................................26 Figura 2.4. Zonas y diferentes estilos estructurales principales establecidas para la Plataforma

Deltana (tomado y Modificado de PDVSA, 2000)................................................................42 Figura 2.5. Morfología del delta del Orinoco y analogías con otros deltas. (Tomado de Warne, et

al. 2002).................................................................................................................................44 Figura 3.1. Reflexiones de una sección sismo-estratigráfica dentro de una secuencia sísmica

idealizada. Tomado de Vail y Mitchum (1977)......................................................................46 Figura 3.2. Relación entre la arquitectura cronoestratigráfica y el ambiente depositacional. Esta

figura muestra la relación existente entre los tres factores que controlan la arquitectura de

la cuenca, ellos son el aporte de los sedimentos, los cambios eustáticos del nivel del mar y la

subsidencia ( Vail, 1987, Tomado de Miall, 1997). ..............................................................47 Figura 3.3. Representa una sección estratigráfica para secuencias siliciclásticas. Se muestran

cuatro sistemas sedimentarios, los ambientes depositacionales y la relación entre la

subsidencia y la eustacia. Tomado de Miall (1997). .............................................................49 Figura 3.4. Muestra esquemáticamente la definición de discontinuidades Tipo 1 y 2. Por Vail ,

1984, Tomado de Miall 1997.................................................................................................52 Figura 3.5. Modelo Tectónico de sedimentación en cuencas antepaís. Tomado de Miall (2000). 52 Figura 3.6. Comparación de la distribución y arquitectura de los sistemas encadenados y

depositacionales para una cuenca de margen pasivo (A) y una cuenca de Foreland (B).

Swift et al. (1987) en Miall (1997).........................................................................................54 Figura 3.7. Jerarquizaron de los ciclos estratigráficos. Tomado de Emery y Myers (1996)..........55 Figura 3.8. Partes de un delta (Reynolds, 1996 en Buatois, 2008).................................................57 Figura. 3.9. Morfología de un delta dominado por procesos fluviales. (Tomado de Buatois. 2008)

...............................................................................................................................................58 Figura. 3.10. Morfología de un delta dominado por oleaje. (Tomado de Buatois. 2008) ..............59 Figura. 3.11. Morfología de un delta dominado por mareas. (Tomado de Buatois. 2008) ............60 Figura 3.12. Geometría estratigráfica mostrando las secuencias y principales discontinuidades

del registro geológico. (Mitchum, 1977) ...............................................................................62

xiii

Figura 3.13. Carta cronoestratigráfica o Diagrama de Wheeler. (Mitchum, 1977).......................62 Figura 3.14. Intervalos climáticos establecidos por Fischer (1981) y Zachos et al. (1994) en Steel

(2010) ....................................................................................................................................63 Figura 4.1. Ubicación de los pozos claves utilizados para el estudio.............................................66 Tabla. 4.1. Ubicación de los levantamientos 3D.............................................................................67 Figura 4.2. Ubicación de la sísmica 2D y 3D utilizada para el estudio. ........................................67 Figura 4.3. Flujo de trabajo realizado para la determinación de edades. .....................................68 Figura 4.4. Rangos bioestratigráficos para la zona de Trinidad. (Tomado de Wood, 2000) .........71 Figura 4.5. Carta de secuencias cronoestratigráficas. Haq et al. (1988).....................................72 Figura 5.1 Rasgos estructurales mayores. Interacción de las placas Caribe y Suramérica (Adan

et al., 2001)............................................................................................................................78 Figura 5.2. Fallas normales planares que afectan la sección Oligoceno-Cretácico. Area Las

Piedritas, N70°E....................................................................................................................79 Figura 5.3 Sistemas de fallas de la secuencia Oligoceno-Cretácico. Aplicación de atributo de

coherencia a los datos sísmicos 3D.......................................................................................80 Figura 5.4. Sección ubicada en la Zona Abisal Atlántica de Venezuela.........................................81 Figura 5.6. Ubicación de estilos estructurales de las secuencias Terciarias. ................................82 Figura 5.7 Sistema gravitacional de Costa Afuera. Fallas lístricas de campos Lorán y Cocuina, y

plegamiento de punta pie.......................................................................................................82 Figura 5.8 Sistema de fallas lístricas del área de Las Piedritas, afectando secuencias intra-

miocenas las cuales están remarcadas en color verde. .........................................................84 Figura 5.10. Mapa de calidad del dato de los pozos claves con información bioestratigráfica

disponibles para el área de estudio. ......................................................................................88 Figura 5.11. Columna estratigráfica secuencial establecida para el área de estudio....................89 Figura 5.12. Especies marcadoras de edad presentes en el área de estudio. .................................90 Figura 5.13. Patrones de apilamiento en el pozo 1, secuencia K.(Ver Anexo 10 para mayor

detalle)...................................................................................................................................91 Figura 5.14. Patrones de apilamiento en el pozo 1, secuencia A. ..................................................93 Figura 5.15. Litología y curvas en las secuencia B en el pozo 1. ...................................................96 Figura 5.16. Perfil de Carbolog del pozo 10. .................................................................................97 Fig. 5.17. Perfil de Carbolog del pozo 11.......................................................................................98 Figura. 5.19. Carta cronoestratigráfica del pozo 9 (Anexo 11). Secuencias D-1, D-2 y D-3 de edad

Mioceno Tardío. ..................................................................................................................104 Figura 5.20. Secuencia deltaica progradante en los pozos del Plioceno -Pleistoceno.................108 Figura 5.21. Mapa paleoambiental para el Cretácico Temprano en el área de estudio.(Tomado y

modificado de PECA, 2000). ...............................................................................................111 Figura 5.22. Mapa paleoambiental para el Cretácico Tardío en el área de estudio..(Tomado y

modificado de PECA, 2000). ...............................................................................................112

xiv

Figura 5.23. Mapa paleoambiental para el Paleoceno-Eoceno en el área de estudio.(Tomado y

modificado de PECA, 2000). ...............................................................................................113 Figura 5.24. Mapa paleoambiental para el Oligoceno Tardio a Mioceno Temprano en el área de

estudio. (Tomado y modificado de PECA, 2000).................................................................114 Figura 5.25. Mapa paleoambiental para el Mioceno Temprano a Medio en el área de estudio.

(Tomado y modificado de Santiago et al., 2009). ................................................................115 Figura 5.26. Mapa paleoambiental para el Mioceno Tardío en el área de estudio. .(Tomado y

modificado de PECA, 2000). ...............................................................................................117 Figura 5.27. Mapa paleoambiental para el Plioceno en el área de estudio. .(Tomado y modificado

de PECA, 2000). ..................................................................................................................119 Figura 5.28. Mapa paleoambiental para el Pleistoceno en el área de estudio. (Tomado y

modificado de PECA, 2000). ...............................................................................................120 Figura 5.30. Correlación estratigráfica regional mostrando la migración del delta de oeste a

este.(VER ANEXO 18 PARA MAYOR DETALLE)...............................................................131

xv

ANEXOS

ANEXO 1. MAPA ESTRUCTURAL EN PROFUNDIDAD DE LA BASE DEL

CRETÁCICO (TOP-1).

ANEXO 2. MAPA ESTRUCTURAL EN PROFUNDIDAD DEL OLIGOCENO

(TOP-4).

ANEXO 3. MAPA ESTRUCTURAL EN PROFUNDIDAD DEL MIOCENO

TARDÍO (TOP-9).

ANEXO 4. MAPA ESTRUCTURAL EN PROFUNDIDAD DEL TOPE INTRA-

PLIOCENO (TOP-11).

ANEXO 5. MAPA ESTRUCTURAL EN PROFUNDIDAD DEL TOPE

PLIOCENO (TOP-13).

ANEXO 6. MAPA ESTRUCTURAL EN PROFUNDIDAD DEL INTRA-

PLEISTOCENO (TOP-17).

ANEXO 7. TRANSECTO SÍSMICO REGIONAL ESTE OESTE A-A’.

ANEXO 8. TRANSECTO SÍSMICO NORTE SUR (COSTAFUERA) B-B’.

ANEXO 9. TRANSECTO SÍSMICO NORTE SUR (TIERRA) C-C’.

ANEXO 10. RESUMEN ESTRATIGRÁFICO POZO 1.







ANEXO 17. CUADRO CRONOESTRATIGRÁFICO REGIONAL ESTE-

OESTE.

ANEXO 18. CORRELACIÓN ESTRATIGRÁFICA REGIONAL ESTE OESTE.

16

CAPITULO I.

INTRODUCCIÓN

1.1 PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA

A pesar de que se han realizado varios estudios estratigráficos-estructurales de

interés, en el área no existe un modelo integrado (estructural, estratigráfico,

sedimentológico y paleoambiental) que sirva de marco regional para documentar

la distribución de nuevos reservorios en el área. Este estudio pretende establecer

un marco cronoestratigráfico-sedimentario a través de un transecto regional que

correlacione datos de tierra desde Las Piedritas y Delta Centro hasta la Plataforma

Deltana (Costa Afuera) y permita observar las variaciones laterales de facies y

sistemas depositacionales que se desarrollan principalmente en el intervalo Plio-

Pleistoceno. Esto proporcionará a su vez un mayor entendimiento de las

relaciones estratigráficas para documentar futuras oportunidades exploratorias,

especialmente aquellas que tengan componente estratigráfico de interés.

1.2 OBJETIVOS

1.2.1 OBJETIVO GENERAL

El objetivo general del trabajo es el de establecer un marco cronoestratigráfico-

sedimentario en el intervalo Plioceno-Pleistoceno en el área comprendida entre

Delta Centro y Plataforma Deltana de Costa Afuera en Venezuela que permita

documentar la distribución de reservorios en el área.

1.2.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS

Los objetivos específicos de este estudio son los siguientes:

17

a) Establecer topes cronoestratigráficos a partir de la información en el área.

b) Identificar ambientes depositacionales y análisis paleoambiental.

c) Calibrar los datos sísmica-pozo a través de un transecto utilizando pozos

de tierra y pozos en costa afuera.

d) Generar correlaciones estratigráficas confiables dentro del área de estudio.

e) Identificar los diferentes estilos estructurales presentes en el área a través

de un transecto sísmico regional.

f) Unificación de los datos estratigráficos disponibles para generar el cuadro

cronoestratigráfico del área, en el intervalo de interés.

1.3 TRABAJOS PREVIOS

Entre los años 1978 y 1983 se realizó la perforación de los pozos Guarao-1 y

Orinoco-1, ubicados en la región sur-central del área de la Plataforma Deltana, los

cuales perforaron sedimentos cretácicos clásticos continentales y terciarios de

origen marino profundo, estos pozos no descubrieron hidrocarburos; y los pozos

Tajalí-1X, Lorán-1X y Cocuina-1X ubicados en el sector nororiental del área de

estudio que sí descubrieron gas, principalmente en el Pleistoceno. Aspectos varios

(geológicos, micropaleontológicos y geofísicos) son tratados en reportes

operacionales individuales, así como en reportes de estudios integrados generados

posteriormente por Lagoven- Amoco en 1994.

Lagoven-Amoco (1994) realizó un estudio geológico integrado de Costafuera

Venezuela Oriental y el suroeste de Trinidad usando datos de 13 pozos de

Trinidad y Venezuela. Fueron identificados 79 prospectos de gas con expectativas

aproximadas de 20.4 TCF.

Di Croce (1995) realiza un estudio regional a lo largo de toda la cuenca Oriental

de Venezuela y su continuación hacia Costa Afuera estableciendo fases tectónicas,

secuencias estratigráficas y límites de secuencia de alta jerarquía desde el

Cretácico hasta el Reciente, definiendo unidades de segundo y tercer orden

numeradas de I a VIII.

18

Gonzales et al. (1996) establecieron una base regional de la estratigrafía

secuencial en la cuenca Oriental de Venezuela utilizando líneas sísmicas,

correlaciones y cartas estratigráficas con el fin de determinar áreas prospectivas.

Pocknall et al. (1996) exponen claramente la relación edad-ambientes

depositacionales del área en el Plio-Pleistoceno en el trabajo titulado “Integrated

Paleontological Studies of Pliocene Pleistocene Deposits of Orinoco delta, Eastern

Venezuela and Trinidad”.

Wood (2000) publicó el trabajo titulado “Chronostratigraphy and

Tectonostratigraphy of the Columbus Basin, Eastern Offshore Trinidad”

específicamente en la cuenca Columbus, la cual constituye la prolongación este

de la cuenca Oriental de Venezuela. La interpretación de información

bioestratigráfica y de registros eléctricos de 41 pozos fue integrada con líneas

sísmicas para definir unidades estratigráficas en el Plioceno-Pleistoceno.

Menciona que el río Orinoco ha sido la principal fuente de sedimentos desde el

Mioceno Medio, siendo el responsable del relleno de lo que hoy constituye la

cuenca Columbus, observando que la relación que se establece entre los procesos

extensivos, las altas tasas de sedimentación y los cambios en el nivel del mar,

crean un contexto estratigráfico bastante complejo.

Cabrera et al. (2001) realizan el estudio bioestratigráfico integrado de los pozos

Tajalí-1X, Lorán-1X y Cocuina-1X con el fin de refinar el marco

bioestratigráfico, así como también determinar condiciones paleoceanográficas y

paleoambientales que pudieran incidir o controlar la dinámica sedimentaria en el

área, la columna estratigráfica de este estudio comprende del Mioceno Tardío al

Pleistoceno.

Marcano (2001) definió las unidades estratigráficas de la secuencia Mioceno

Superior - Pleistoceno en el área de Plataforma Deltana utilizando los pozos TJL-

1X, DOR-1X y DOR-2X.

19

Cortez (2002) realizó el estudio palinoestratigráfico del delta del Orinoco del

Plioceno-Pleistoceno aplicando palinociclos; determinó un total de ocho

palinociclos los cuales fueron correlacionados con los ciclos eustáticos de tercer

orden propuestos por Haq et al. (1987). Para el Mioceno Tardío se determinó el

TB3: 3.3, para el Plioceno TB3: 3.4, 3.5, 3.6 y 3.8, y para el Pleistoceno: TB3:

3.9.

Sánchez et al. (2004) realizaron un estudio en el área de Plataforma Deltana con el

objetivo de elaborar un marco cronolitoestratigráfico para establecer correlaciones

en el subsuelo, así como determinar condiciones paleoambientales que pudieran

incidir o controlar la dinámica sedimentaria en el área en el Mioceno Tardío-

Pleistoceno.

Santiago, et al. (2007) integraron datos estratigráficos, sísmicos, petrofísicos y

geoquímicos con el fin de definir un modelo geológico integrado de los campos

Tácata, Tacat, Pato y otros aledaños. El modelo sedimentológico del Mioceno

Inferior para el área de Tácata se caracteriza por cuñas de sedimentos clásticos,

producto de una sedimentación de complejo deltaico dominado por olas, seguida

por una sedimentación de plataforma producto de la trasgresión de finales del

Mioceno Inferior hasta el Mioceno Medio.

Santiago et al. (2009) AAPG establecieron una nueva interpretación estratigráfica

del Oligoceno Tardío a Mioceno Temprano utilizando datos de 45 pozos y 5725

pies de núcleos donde se estableció un nuevo modelo de desarrollo de complejo

deltaico con quiebre de plataforma localizado al norte del frente de deformación.

Cortez et al. (2010) explicó el modelo paleoambiental de la Plataforma Deltana

relacionando las etapas tectonoestratigráficas con los períodos del cambio

climático, etapa de margen pasivo relacionada con “greenhouse” y margen activo

con “icehouse”.

20

1.4 UBICACIÓN DEL AREA DE ESTUDIO

La Plataforma Deltana comprende la región costa afuera ubicada al este del delta

del Orinoco y al sur de Trinidad, la cual limita al sur con la costa del estado

Bolívar y la zona en reclamación del Esequibo y se extiende hacia el este dentro

del Océano Atlántico. Cubre un área aproximadamente de 30000 km2 entre las

longitudes 64° y 58° oeste y las latitudes 8° y 11° norte.

Este estudio fue extendido hacia el oeste para incluir el área de Las Piedritas y así

tener un mejor entendimiento de las relaciones estratigráficas presentes a través de

tres transectos regionales, uno este-oeste de aproximadamente 383 km de largo, y

dos norte-sur, uno en tierra de 30 km y el otro en costa-afuera de 67 km de largo.

El área está limitada por la península y el golfo de Paria al norte, el escudo de

Guyana al sur, el campo petrolífero de Las Piedritas al oeste y se prolonga al este

hacia 200 km aproximadamente de la costa. El área total cubre una superficie

aproximada de 48.000 Km2 (Figura 1.1).

Figura 1.1. Ubicación del área de estudio

Las PiedritasDelta Centro

Fachada Atlántica

Punta Pescador

Área de Estudio

Escudo de Guyana

Golfode Paria

Las PiedritasDelta Centro

Fachada Atlántica

Punta Pescador

Área de Estudio

Escudo de Guyana

Golfode Paria

21

CAPíTULO II

2 MARCO GEOLÓGICO

2.1 Generalidades de la Cuenca Oriental de Venezuela

La cuenca Oriental de Venezuela está situada en la zona centro-este de Venezuela

formando una depresión topográfica y estructural, limitada al sur por el curso del

río Orinoco desde la desembocadura del río Arauca, hacia el este hasta Boca

Grande, siguiendo de modo aproximado el borde septentrional del Cratón de

Guayana, al oeste por el levantamiento de El Baúl y su conexión estructural con el

mencionado cratón, que sigue aproximadamente el curso de los ríos Portuguesa y

Pao, y al norte, por la línea que demarca el piedemonte meridional de la Serranía

del Interior Central y Oriental. Hacia el este la cuenca continúa por debajo del

Golfo de Paria, incluyendo la parte situada al sur de la cordillera septentrional de

la isla de Trinidad y se hunde en el Atlántico al este de la costa del delta del

Orinoco. En Venezuela esta depresión tiene una longitud aproximada de 800 km

en sentido oeste-este, una anchura promedio de 200 km de norte a sur y un área

total aproximada de 165000 km2 en los estados Guárico, Anzoátegui, Monagas y

Territorio Delta Amacuro y una extensión menor en el estado Sucre (González de

Juana et al., 1980).

El área total de la cuenca incluyendo costafuera es de aproximadamente 200000

km2 de forma elongada y asimétrica. La cuenca contiene sedimentos cretácicos y

terciarios que ocupan un espesor mayor a 8 km. Esta cuenca se divide en dos

subcuencas: la subcuenca de Guárico al oeste y la subcuenca de Maturín al este.

El límite que separa estas subcuencas es el sistema de fallas de Urica. Hacia el sur

estas subcuencas están separadas por estructuras complejas y de inversión

asociadas al sistema de fallas de Anaco. La continuación hacia costafuera de la

cuenca es la Plataforma del Orinoco o Plataforma Deltana la cual hacia el sur está

combinada con el margen pasivo suratlántico de Guyana. (Di Croce et al., 1999).

Figura 2.1.

22

Figura 2.1. Provincias fisiográficas y cuencas sedimentarias presentes en la cuenca Oriental de

Venezuela, incluyendo la Plataforma Deltana en costafuera. (Tomado y modificado de Di

Croce et al., 1999)

2.2 Evolución Geodinámica

Parnaud et al. (1995) definen cuatro megasecuencias para el desarrollo de la

cuenca Oriental de Venezuela:

a) Una fase de “prerift” en el Paleozoico tardío.

b) Una fase de “sinrift” durante el Jurásico.

c) Una fase de margen pasivo durante el Cretácico hasta el Oligoceno.

d) Una fase final durante la colisión oblicua en el Neógeno y Cuaternario

dando como resultado la formación de la Serranía del Interior y la

transformación del margen pasivo en una cuenca de antepaís (o cuenca

“foreland”). Esta colisión de la placa del Caribe con la placa

Suramericana fue diacrónica con un desplazamiento progresivo de

oeste a este. (Stephan et al. 1985).

Profundidad hasta el basamento en miles de pies

CUENCA

ESCUDO ESCUDO DEDE

ARCO DE EL BAUL

ARCO DE EL BAUL

M A R C A R I B EM A R C A R I B E

SUB CUENCA DE GUARICOSUB CUENCA DE GUARICO

CUENCA ORIENTAL DE VENEZUELACUENCA ORIENTAL DE VENEZUELA

PLATAFORMA PLATAFORMA DELTANADELTANA

OCEANO ATLANTICO

OCEANO ATLANTICOCUENCA DECUENCA DE

IFIF

SUBCUENCA DE MATURINSUBCUENCA DE MATURIN

Leyenda: AF= Falla de Anaco, BAP= Prisma de acreción de Barbados, BF= Falla de Boconó,EPF= Falla del Pilar, IF= Falla de Icotea, LBF= Falla Los Bajos, SFF= Falla de San Francisco,SER. INT= Serranía del Interior, OF= Falla de Oca, ODF= Frente de deformación de Monagas,

UF= Falla de Urica , CP= Corrimiento de Pirital .

Ubicación del área de estudio

5Falla

Frente de deformación

CUENCA

ESCUDO ESCUDO DEDE

ARCO DE EL BAUL

ARCO DE EL BAUL





OCEANO ATLANTICO


IFIF


CUENCA

ESCUDO ESCUDO DEDE

ARCO DE EL BAUL

ARCO DE EL BAUL


SUB CUENCA DE GUARICOSUB CUENCA DE GUARICOCUENCA DECUENCA DE

IFIF


CUENCA

ESCUDO ESCUDO DEDE

ARCO DE EL BAUL

ARCO DE EL BAUL



PLATAFORMA DELTANA

CUENCA DECUENCA DE

IFIF





5Falla





5Falla


Profundidad hasta el basamento en miles de piesProfundidad hasta el basamento en miles de pies

CUENCA

ESCUDO ESCUDO DEDE

ARCO DE EL BAUL

ARCO DE EL BAUL





OCEANO ATLANTICO


IFIF


CUENCA

ESCUDO ESCUDO DEDE

ARCO DE EL BAUL

ARCO DE EL BAUL





OCEANO ATLANTICO


IFIF


CUENCA

ESCUDO ESCUDO DEDE

ARCO DE EL BAUL

ARCO DE EL BAUL





OCEANO ATLANTICO


IFIF





5Falla


CUENCA

ESCUDO ESCUDO DEDE

ARCO DE EL BAUL

ARCO DE EL BAUL





OCEANO ATLANTICO


IFIF


CUENCA

ESCUDO ESCUDO DEDE

ARCO DE EL BAUL

ARCO DE EL BAUL





OCEANO ATLANTICO


IFIF


CUENCA

ESCUDO ESCUDO DEDE

ARCO DE EL BAUL

ARCO DE EL BAUL


SUB CUENCA DE GUARICOSUB CUENCA DE GUARICOCUENCA DECUENCA DE

IFIF


CUENCA

ESCUDO ESCUDO DEDE

ARCO DE EL BAUL

ARCO DE EL BAUL



PLATAFORMA DELTANA

CUENCA DECUENCA DE

IFIF





5Falla





5Falla


Profundidad hasta el basamento en miles de pies

23

2.2.1 Megasecuencia de “prerift” en el Paleozoico

Tardío

La fase de “prerift” fue desarrollada durante el Paleozoico. En esta fase se

sedimentaron las formaciones Hato Viejo y Carrizal de la subcuenca de Guárico

las cuales fueron depositadas en un ambiente que varía de nerítico a costero;

ambas son datadas con una edad Cámbrico. La secuencia encontrada a través de

perforaciones está compuesta principalmente de areniscas que varían de grano

fino a grano grueso, ligeramente calcáreas e intercaladas con conglomerados y

lutitas verdosas. (Parnaud et al. 1995).

2.2.2 Megasecuencia “rift”

Esta megasecuencia “rift” fue desarrollada durante el Jurásico Tardío y Cretácico

Temprano y ha sido descrita como la Formación La Quinta hacia el oeste en el

área del lago de Maracaibo. En la cuenca Oriental de Venezuela esta fase está

caracterizada por la presencia del graben de Espino. Este graben de edad jurásica

fue rellenado con capas rojas intercaladas con flujos de basalto. (González de

Juana et al. 1980). Los depósitos jurasicos en la cuenca Oriental de Venezuela

reciben el nombre de la Formacion Ipire y el basalto recibe el nombre de Basalto

de Altamira.

2.2.3 Megasecuencia del margen pasivo

La megasecuencia del margen pasivo formado durante el Cretácico y el Paleógeno

está caracterizada por tres fases transgresivas desarrolladas de norte a sur durante

el Turoniense, Paleoceno-Eoceno Temprano y en el Oligoceno Temprano

respectivamente.

La fase transgresiva inicial comienza con la depositación de areniscas basales de

la Formación Barranquín de edad Barremiense (Von der Osten, 1957). El máximo

24

avance de la transgresión es marcado por la depositación de carbonatos de

plataforma que son diacrónicos en dirección norte- sur dentro de la cuenca. Esta

transgresión es definida como una secuencia cretácica intermedia. En el área del

Pilar, estas calizas corresponden al nivel superior de la Formación Barranquín de

edad Barremiense y más al sureste a la Formación El Cantil de edad Albiense. En

el área el Furrial, estas calizas son de edad Aptiense-Turoniense y pertenecen a las

formaciones El Cantil, Querecual y San Antonio. A finales del Albiense se inicia

en el este de Venezuela y de manera diacrónica hacia el oeste, la invasión marina

que llegó a cubrir extensas zonas hacia el sur del país, las cuales se mantenían

como áreas expuestas a la erosión desde finales del Jurásico o incluso desde

finales del Paleozoico. Esta invasión marina coincide con el pulso mundial

transgresivo del Cretácico Tardío responsable de la sedimentación de calizas,

lutitas y ftanitas ricas en materia orgánica, estas rocas se conocen como las

formaciones Querecual y San Antonio (Grupo Guayuta). El máximo de

transgresión se estima que ocurrió entre el Turoniense y el Campaniense (72-91

Ma.). En la parte sureste de la cuenca estos estratos pertenecen a la Formación

Tigre e indican el máximo avance de la transgresión durante el Turoniense.

La próxima transgresión durante el período Paleoceno-Eoceno está representada

por la Formación San Juan; siguiendo la depositación de sedimentos finos de talud

continental (hemipelágicos) de la Formación Vidoño y los más arenosos de la

Formación Caratas.

La transgresión final durante esta fase fue desarrollada durante el Oligoceno con

la depositación de areniscas basales de la Formación Merecure en el subsuelo del

flanco sur de la subcuenca de Maturín, donde siguiendo el principio de

diacronismo su edad se asigna como más joven (Mioceno) y cambia de facies

hacia el norte representado por las formaciones Los Jabillos (clásticos arenosos de

ambientes diversos), Areo (clásticos finos y glauconíticos marinos) y parte de

Naricual que incluye clásticos arenosos y pelíticos de ambiente fluvio-costeros y

marino someros.

25

2.2.4 Megasecuencia de colisión oblicua

La megasecuencia de margen pasivo finaliza durante el Oligoceno por la colisión

oblicua entre la Placa del Caribe y la Placa Suramericana y el cambio del margen

pasivo a una cuenca activa de tipo antepaís. En el propio “foredeep” fue

depositado el espesor de lutitas perteneciente a la Formación Carapita de carácter

lutítico, esta formación es mayormente suprayacente a reservorios de edad

Oligoceno- Mioceno (formaciones Oficina y Freites).

La fase final de la cuenca de antepaís culmina con los depósitos de las

formaciones La Pica y Las Piedras representativas de ambientes entre marino

somero a continental. El espesor máximo acumulado durante la megasecuencia de

colisión oblicua es aproximadamente de 6000 m. (Parnaud et al., 1995).

Finalmente el ciclo sedimentario culmina con las terrazas pleistocenas de la

Formación Mesa y los aluviones recientes (WEC, 1997).

Figura 2.2. Carta de correlación estratigráfica en sentido Norte -Sur a lo largo de Venezuela

Oriental, desde el Río Orinoco hasta la Serranía del Interior. (Parnaud, et al., 1995)

26

Di Croce (1995); propone 3 fases estratigráficas: pre-Cretácico (prerift y rift);

Cretácico – Paleógeno (margen pasivo); Neógeno (desarrollo del foredeep). En la

figura 2.3 se resumen estas fases.

Figura 2.3. Tabla estratigráfica general donde se observa la cronoestratigrafía, fases tectónicas,

secuencia estratigráfica y mayores límites de secuencia durante la evolución de la cuenca

Oriental de Venezuela (tomado y modificado de Di Croce et al. 1999)

2.3 ESTRATIGRAFÍA

La historia sedimentaria de la cuenca es simple y puede ser dividida en dos etapas,

la primera correspondiente a una etapa de margen pasivo y la segunda al margen

activo. El margen pasivo muestra un tipo de relleno estilo Atlántico que ocurre

desde el Jurásico hasta el Paleógeno. Durante este tiempo, la espesa secuencia

cretácica (más de 10000 pies) fue depositada en un ambiente parálico continental

desde el sur-suroeste de la plataforma, gradando paulatinamente a ambientes

marinos hacia el norte. Es importante resaltar que durante el Cretácico,

específicamente en el norte, se depositaron las rocas madres correspondientes a

las formaciones Querecual/ Naparima Hill/ Gautier en un ambiente marino. Las

unidades paleógenas sugieren una depositación en una cuenca con poca

sedimentación, representada por una fase regresiva que comenzó en el Cretácico

EDAD FASEESTRATIGRAFIA SECUENCIA ESTRATIGRAFICA

CRETACICO

TER

CIA

RIO

JURASICO

PALEOZOICO

PRECAMBRICO

Q PLEISTOCENO

PLIOCENO

OLIGOCENO

MIOCENO

EOCENOPALEOCENO

COSTAFUERAUNIDADES SB MFSEDAD FASE

ESTRATIGRAFIA SECUENCIA ESTRATIGRAFICA

CRETACICO

TER

CIA

RIO

JURASICO

PALEOZOICO

PRECAMBRICO

Q PLEISTOCENO

PLIOCENO

OLIGOCENO

MIOCENO

EOCENOPALEOCENO

COSTAFUERAUNIDADES SB MFSEDAD FASE

ESTRATIGRAFIA SECUENCIA ESTRATIGRAFICA

CRETACICO

TER

CIA

RIO

JURASICO

PALEOZOICO

PRECAMBRICO

Q PLEISTOCENO

PLIOCENO

OLIGOCENO

MIOCENO

EOCENOPALEOCENO

COSTAFUERAUNIDADES SB MFS

27

Tardío. Esta regresión puede estar asociada al levantamiento periférico de una

cuenca de antepaís que comenzó durante este tiempo en la cuenca Centro-Oriental

de Venezuela.

El margen activo dentro de la Plataforma Deltana muestra el avance de la cuenca

Oriental de Venezuela hacia el este. Al inicio de la formación de la cuenca

antepaís se generó un aumento en la tasa de subsidencia generando espacio libre

para acomodar sedimentos. En este tiempo el delta del Orinoco produjo su

máximo influjo de sedimentos permitiendo un aumento considerable de espesor,

cercano a los 20000 pies. La alta tasa de sedimentación junto con el amplio

espacio para acomodar sedimentos, fueron los principales factores que crearon

inestabilidad y por consecuencia la formación y desarrollo de las fallas lístricas.

(PECA, 2000)

2.3.1 Formaciones presentes en el área

A continuación se describen las formaciones presentes en la cuenca Oriental de

Venezuela en orden de depositación según el CIEN (1997), en cada una de ellas se

describe litología, edad y ambiente, en algunos casos se nombra el equivalente

con las formaciones en Trinidad.

2.3.1.1 Formaciones depositadas durante la etapa de

margen pasivo

2.3.1.1.1 GRUPO TEMBLADOR

El Grupo Temblador se compone de dos formaciones: La Formación Canoa de

edad Albiense y la Formación Tigre de edad Cenomaniense a Maastrichtiense.

28

2.3.1.1.2 Formación Canoa

Kiser (1987) describió a la Formación Canoa en el área de Boyacá (Faja

Petrolífera del Orinoco). Está constituida por arenas fluviales masivas, no

consolidadas. Se le considera de edad Cretácico Temprano (Albiense), la

presencia de conglomerados y restos de plantas, sugiere su depositación en

ambientes continentales (Hedberg et al., 1947). Según Sinanoglu (1984) el

ambiente sedimentario es fluvial, probablemente asociado a "point bar", de aguas

llanas no-marinas "sub-areal", bajo clima árido y una topografía plana.

2.3.1.1.3 Formación Tigre

La presencia en forma persistente de un nivel de calizas en la región de Guárico

(Patterson y Wilson, 1953) ha dado lugar a una división de la formación en tres

miembros: Miembro La Cruz (inferior), Miembro Infante y Miembro Guavinita.

Cabrera y Villain (1987) según estudios de foraminíferos y nanoplancton en siete

pozos del norte de Guárico, determinaron la edad de la Formación Tigre como

Turoniense-Maastrichtiense, con un hiatus en el Miembro Guavinita que aparenta

comprender el Campaniense. La fauna encontrada en el Miembro Guavinita indica

un ambiente de plataforma que varía hacia el tope desde plataforma exterior a

talud. El ambiente sedimentario de la formación es generalmente profundo y de

tipo talud, con el desarrollo de ambientes de plataforma hacia el sur de la región

de Guárico. La transición entre ambos ambientes, fue muy suave y con pocas

diferencias. La plataforma presentaba variaciones en extensión, dando origen a

variación en los espesores y texturas de las calizas.

2.3.1.1.4 Formación Barranquín

Liddle (1928, 1946) definió la Formación Barranquín, como "un gran espesor de

areniscas cuarcíticas, rojizo-blanquecinas, intercaladas con lutitas varicoloreadas

29

con capas ocasionales de calizas verdosas o negras, más comunes en la parte

superior". Es de edad Barremiense-Aptiense temprano y se depositó en aguas

marinas poco profundas y en posición cercana a la playa, la cual a veces fluctuó

hacia aguas más profundas.

2.3.1.1.5 Formación El Cantil

Liddle (1928) introdujo el nombre de Formación El Cantil para designar calizas y

lutitas suprayacentes a la Formación Barranquín e infrayacentes a la Formación

(hoy Grupo) Guayuta. La formación es muy variable lateralmente. Las calizas

fosilíferas macizas, frecuentemente con aspecto arrecifal, son típicas y localmente

constituyen el mayor volumen de la formación y están separadas entre sí por

cantidades apreciables de arenisca, lutita y caliza finamente estratificadas. Esta

variabilidad se aprecia en las secciones columnares de la Formación Borracha

presentadas por Rod y Maync (1954), quienes designaron una capa persistente de

margas y lutitas fosilíferas cerca de la base con el nombre de Miembro García. La

formación se define de edad Cretácico; Aptiense a Cenomaniense. Furrer y Castro

(op. cit.) señalan un paleoambiente de plataforma interna en el flanco sur del

anticlinal de Punceres; en la sección del sinclinal Velásquez, cerro Los

Encantados, le asignan un paleoambiente de plataforma interna, con energía

media a alta; en el sector Caripe, río Caripe, quebrada El Dató, estado Monagas el

paleoambiente es de plataforma externa subsidente, con aportes detríticos y

energía media a alta.

2.3.1.1.6 Formación Querecual

Esta formación consiste de calizas arcillosas con estratificación delgada,

laminadas, carbonáceo-bituminosas y lutitas calcáreas. El color de las calizas y

lutitas es típicamente negro, aunque también han sido reportados colores claros

para la unidad, en el subsuelo de la cuenca Oriental (Hay y Aymard, 1977), la

laminación alcanza valores entre diez y veinte láminas por pulgada, (Hedberg,

30

1950), atribuidas a la alternancia de foraminíferos planctónicos con material

carbonoso. El rango máximo de edad es Albiense tardío extremo- Santoniense.

Furrer y Castro (op. cit.) consideran que el inicio de la depositación de la

Formación Querecual se caracterizó por la aparición de facies carbonatadas negras

y laminadas, asociadas al enrarecimiento de las facies bioturbadas y a la

desaparición de los foraminíferos bentónicos; la parte final por la reaparición de

foraminíferos bénticos, de facies bioturbadas y la presencia frecuente de aportes

detríticos de cuarzo. Indican además que la Formación Querecual no representa

una anoxia continua, sino un ambiente pobre en oxigeno, a menudo interrumpido

por breves episodios de oxigenación que permiten la instalación de organismos

bénticos cavadores.

2.3.1.1.7 Formación San Antonio

Esta unidad consiste esencialmente de calizas y lutitas negras, como la Formación

Querecual, infrayacente, pero además contiene numerosas capas de areniscas

duras de color gris claro y de chert y se le asignó una edad cretácica; post-

Turoniense. Furrer y Castro (1997, comentarios enviados al CIEN) le asignan a la

formación un ambiente marino profundo.

2.3.1.1.8 Formación San Juan

Está representada por una alternancia monótona de capas de areniscas, muy duras,

gris a gris claro de grano fino, bien escogidas, escasamente glauconíticas y

localmente calcáreas. Estas capas de areniscas se intercalan con capas

centimétricas de lutitas negras, arenosas, localmente calcáreas y limolitas negras.

Se le adjudica una edad al Maastrichtiense tardío (Vivas, 1987). El ambiente de

sedimentación de la Formación San Juan, es de fluvial a marino somero, regresivo

con ambientes litorales-costeros.

31

2.3.1.1.9 Formación Vidoño

Según Hedberg y Pyre (1944) la formación está constituida por lutitas oscuras,

ricas en foraminíferos, con capas menores de areniscas y limolitas calcáreas duras

con glauconita. En la sección tipo la Formación Vidoño consiste de una secuencia

de lutitas negras, silíceas, y calcáreo-arenosas, frecuentemente glauconíticas y

piríticas.

Hedberg y Pyre (1944) le asignaron edad Maastrichtiense a Paleoceno, con

foraminíferos bentónicos.

Esta formación se sedimentó en ambientes de plataforma a talud superior, debido

en parte, al carácter arenoso de la fauna. Galea (1985), propone una sedimentación

en el talud, a una profundidad mayor de 2000 m. Según Salazar y Cabrera (1987)

la sedimentación parece haber ocurrido en el talud superior a inferior con

paleoprofundidades probables entre 200 y 2000 m, predominando una baja tasa de

sedimentación, evidenciada no sólo por la glauconita neogenética, presente en

toda la formación (Laurier et al., 1986) en Cabrera (en prensa), sino también por

el nivel condensado de glauconita existente en los campos Santa Rosa y La Ceiba,

lo que generalmente representa un hiatus sedimentario.

La sedimentación se produjo durante una transgresión con baja oxigenación,

debido a la estratificación de las aguas y/o alta productividad en las capas de

aguas superficiales, dando origen a una gran acumulación de materia orgánica en

las lutitas. La sedimentación pelágica fue interrumpida por aportes detríticos de

areniscas y limolitas, los cuales fueron interpretados por Galea (1985), como

influjos turbidíticos.

32

2.3.1.1.10 Formación Caratas

Esta formación consiste en una secuencia compleja de limolitas pluridecamétricas

y areniscas plurimétricas, que pueden ser marcadamente glauconíticas,

dolomíticas o calcáreas (Hedberg y Pyre, 1944).

Basado en la fauna de foraminíferos planctónicos, la edad de la Formación

Caratas sensu stricto fue sugerida como Eoceno Temprano a Medio (Renz, 1962;

Lamb, 1964-b; Galea, 1985). La Formación Caratas se correlaciona con la parte

superior de la Formación Vidoño y pasa lateralmente a las margas de la

Formación Navet, Trinidad. Hacia el norte, la Formación Punta Carnero, de la isla

de Margarita, es el equivalente cronológico de la Formación Caratas.

La Formación Caratas fue depositada en varios ambientes sedimentarios, que

representan una regresión con respecto a la Formación Vidoño infrayacente. Es

marino de aguas someras (Renz, 1962), que se tornan más marinas hacia el este

(Lamb, 1964-b). Macsotay et al., (1986) la consideraron depositada en un medio

marino hemipelágico, en la parte media y superior del talud epicontinental pero no

turbidítico, como sugirió Galea (1985) para el extremo occidental de la Serranía.

Para el extremo oriental de la misma, se ha sugerido un ambiente batial para la

Formación Caratas (Lamb 1964, Rossi et al., 1987).

Strazkos et al. (2009) en Venezuela Oriental realizó la interpretación de los

registros donde reconoció tres secuencias que pueden ser identificadas en los

pozos Guarao-1X y Orinoco-1X que comienzan con un intervalo arenoso calcáreo

y terminan con capas dominantemente arcillosas.

2.3.1.1.11 Formación Merecure

La formación se compone de más del 50% de areniscas, de color gris claro a

oscuro, masivas, mal estratificadas y muy lenticulares, duras, de grano fino a

33

grueso, incluso conglomerática, con estratificación cruzada y una gran

variabilidad de porosidad y permeabilidad; el crecimiento secundario de cuarzo es

común. Se separan por láminas e intervalos delgados de lutitas de color gris

oscuro a negro, carbonosas, irregularmente laminadas, algunas arcilitas

ferruginosas y ocasionales lignito. (Funkhouser et al., 1948). En general, la

litología del subsuelo es similar a la del afloramiento. Se caracteriza por un

conjunto mineralógico sencillo, aunque localmente el conjunto granate-cloritoide

de la Formación Oficina se extiende a Merecure; brookita y anatasa son más

abundantes que en Oficina. La sedimentación de la Formación Merecure ocurrió

en aguas dulces a salobres. El ambiente es típico de clásticos basales transgresivos

depositados por corrientes fluviales entrelazadas y, en posición más distal, por

condiciones deltaicas. Las areniscas se orientan preferencialmente en sentido

aproximadamente norte-sur. En el subsuelo del campo de Onado, el ambiente

sedimentario de la Formación Merecure parece ser deltaico, del lado continental

del delta. La edad de la formación es Oligoceno Tardío.

2.3.1.2 Formaciones depositadas durante la etapa de

margen activo

2.3.1.2.1 Formación Oficina

Hedberg et al. (1947) describen la Formación Oficina como ''una alternancia de

lutitas grises, gris oscuro y gris marrón, intercaladas e interestratificadas con

areniscas y limolitas de color claro y grano fino a grueso”. Componentes menores,

pero importantes de la unidad, son las capas delgadas de lignitos y lutitas

ligníticas, arcilitas verdes y gris claro, con esférulas de siderita, areniscas

siderítico-glauconíticas y calizas delgadas con estructuras cono en cono. El

material carbonoso es común, y en algunos pozos pueden encontrarse hasta 40 ó

50 capas de lignito, que varían desde pocos centímetros hasta 60 cm de espesor y

que son de considerable valor en las correlaciones. Hedberg et al. (1947) la

consideran perteneciente al Oligoceno-Mioceno. Funkhouser et al. (1948)

34

postulan que la edad de la Formación Oficina va desde el Oligoceno Medio, al

Mioceno Medio. Sulek (1961) considera que el tope de Oficina corresponde al

Mioceno Medio. Audemard et al. (1985) señalan que el pico máximo de

transgresión observado en la Unidad II de la faja petrolífera del Orinoco, tiene una

edad Mioceno Medio Temprano, mientras que los clásticos basales de la Unidad I,

pudiesen corresponder a la parte superior del Mioceno Inferior. Lorente (1980)

asigna una edad Mioceno Temprano a Medio para la Formación Oficina, en varios

pozos de la cuenca oriental. Muller et al. (1987; 1985, Tabla I) y Campos et al.

(1988), concuerdan en que la Formación Oficina pertenece al Mioceno Inferior y

Medio.

Para Hedberg et al. (1947) la sedimentación de la Formación Oficina se inicia en

condiciones de aguas dulces o salobres, continuando con repetidas alternancias de

ambientes marinos someros, salobres y pantanosos; en general, las condiciones se

hacen más marinas de oeste a este y de sur a norte. González de Juana et al.

(1980) y Méndez (1985), consideran que la Formación Oficina se sedimentó en un

inmenso complejo fluvio-deltaico, donde son comunes las arenas lenticulares y de

relleno de canales de ríos. Campos et al. (1985) establecen que la Formación

Oficina del norte del corrimiento de Anaco, se acumuló en condiciones marinas

marginales a neríticas, con una mayor influencia marina en la parte media. Para

Audemard et al. (1985) la parte inferior de la Formación Oficina se inicia con una

progradación (relleno de paleotopografía) seguida por una transgresión (sistema

playa-isla de barrera); posteriormente, se establecen condiciones de costa afuera

en las áreas de Carabobo y Ayacucho, mientras que hacia el bloque Junín (Faja

Petrolífera del Orinoco), prevalecieron ambientes más restringidos influenciados

probablemente por mareas; la formación termina con la instalación de un delta

progradante. Para Campos et al. (1988), el ambiente sedimentario de la llamada

Formación Oficina en el norte del área mayor de Oficina, puede resumirse como

repeticiones de ciclos caracterizados por transgresiones marinas, asociadas a

caídas del nivel del mar, y progradaciones de la plataforma.

35

2.3.1.2.2 Formación Carapita

La formación se caracteriza por interestratificaciones de lutitas, areniscas y

conglomerados, con algunos lignitos y arcilitas moteadas, principalmente en la

parte inferior. Basado en a las zonas de foraminíferos planctónicos establecidas

para la formación, la edad de la unidad abarca desde el Oligoceno hasta la Zona

de Globigerina ciperoensis ciperoensis, hasta el Mioceno Medio, Zona

de Globorotalia menardii. Castro (1997, comentarios enviados al CIEN) señala

que el nannopláncton calcáreo en la Formación Carapita, en subsuelo, en las áreas

de responsabilidad exploratoria de Lagoven S.A., se ha ubicado desde la Zona

NP25, Zona de Sphenolithus ciperoensis, Oligoceno Tardío hasta la Zona NN7,

Zona de Discoaster kugleri, Mioceno Medio. En su mayor parte, el ambiente de

sedimentación de la Formación Carapita fue una extensión de facies marinas

profundas que pasan lateralmente hacia los bordes de la cuenca, a facies marinas

someras y marginales, con discordancias intraformacionales en el flanco norte.

La Formación Carapita representa una invasión marina iniciada en el Oligoceno, y

una retirada del mar durante el Mioceno Tardío, con migración del eje de la

cuenca en dirección sur, a lo largo del tiempo (Stainforth, 1971).

2.3.1.2.3 Formación Freites

En la localidad tipo, Hedberg et al. (1947) describen lutitas físiles verdes a gris

verdoso, con areniscas en el tope y la base, que permiten la subdivisión de la

unidad en tres intervalos: un intervalo superior de unos 100 m, con capas delgadas

de areniscas arcillosas de grano fino, de color blanco verdoso, algo glauconíticas y

muy persistentes lateralmente. Un intervalo predominantemente lutítico, y un

intervalo inferior de aproximadamente 100 m de lutitas intercaladas con areniscas

verde-amarillentas, de grano medio a grueso, glauconíticas, calcáreas o sideríticas

y muy fosilíferas. En las lutitas, a través de toda la formación, son frecuentes

concresiones amarillentas, calcáreo-ferruginosas. Hedberg et al. (1947) dieron los

nombres informales de Sigma y Rho, a las arenas más prominentes del intervalo

36

superior y Mu y Lambda, a las del intervalo inferior. Funkhouser et al., (1948)

describen la formación en los campos de Anaco, basándose en la sección

penetrada en el pozo GR-1, y la dividen en un intervalo superior de 346 m, no

fosilífero, en el cual, además de las lutitas y areniscas grises a gris verdosas,

señalan capas de guijarros de ftanita y arcilitas rojas y abigarradas; un intervalo

medio de 172 m de lutitas y areniscas gris verdoso, con gravillas fosilíferas y un

intervalo inferior de 161,5 m de conglomerados de ftanita negra, gravillas

fosilíferas, calizas arenosas y lutitas gris-verdosas.

Los datos de Sulek (1961) ubican a Freites en el Mioceno Medio, llegando

posiblemente al Mioceno Tardío (Zona de Globorotalia menardii). Las

zonaciones de Cabrera y Di Gianni (1994), Isea (1987) y Audemard et al. (1985)

ubican a la formación en el Mioceno Medio, zonas G. fohsi robusta a G. siakensis

(zonas N-12/N-14). Los macrofósiles reportados por Jam y Santos (1987)

pertenecen también al tope del Mioceno Medio-base del Mioceno Tardío.

En la mayor parte de la cuenca, la Formación Freites representa en general un

ambiente marino somero en su proporción inferior, pasando a ambientes de aguas

algo más profundas en la parte media. La parte superior corresponde de nuevo a

ambientes de aguas llanas. Hedberg y Sass, 1936 para explicar los cambios de

color y de fauna hacia el norte y noreste, postularon un ambiente estancado y

ligeramente ácido por debajo del nivel de oleaje. El ambiente sugerido por los

ostrácodos es infralitoral, llegando a litoral. En el área Cerro Negro, la fauna es de

ambiente transgresivo marino costero.

Audemard et al. (1985) identifican a la Formación Freites con su Unidad IV, la

cual representa "...el pico máximo de la segunda transgresión mayor del

Mioceno". El carácter de la formación es nerítico. Hacia el margen sur de la

cuenca, en el bloque Carabobo de la faja petrolífera del Orinoco, la Formación

Freites disminuye considerablemente de espesor.

37

2.3.1.2.4 Formación La Pica

En el área tipo la Formación La Pica consiste de lutitas grises, limolitas, con

desarrollos importantes de areniscas arcillosas de grano fino (Hedberg, op. cit.).

En Pedernales, según Barnola (1960), el Miembro Amacuro está formado por

lutitas y arcillas grises a verdes, micáceas y carbonosas, con intercalaciones de

limos y arenas limosas. El Miembro Pedernales está formado por areniscas de

grano medio, con intercalaciones de lutita. El Miembro Cotorra está constituido

por areniscas de grano fino, areniscas limosas y limolitas estratificadas con

arcillas y lutitas de color gris azulado a verde.

La base de la Formación La Pica corresponde a la Zona de Globorotalia menardii

(Sulek, 1961) del Mioceno Tardío. Barnola (1960) asignó la formación al

Mioceno Medio en el campo Pedernales.

El contenido faunal y la litología de La Pica, indican un ambiente marino somero

cercano a la costa. Los eventos tectónicos contemporáneos con la sedimentación

originaron una secuencia complicada de transgresiones y regresiones, y a las

discordancias intraformacionales señaladas por De Sisto y Barnola (1960).

2.3.1.2.5 Formación Las Piedras

En la localidad tipo, la Formación Las Piedras consiste en areniscas micáceas,

friables, de grano fino y colores gris claro a gris verdoso, interlaminadas con

lutitas grises a verdoso, arcilitas sideríticas, grises, lutitas ligníticas y lignitos

(Hedberg, 1950). También se encuentran algunas calizas arenosas duras y de color

verde. Basado en su posición estratigráfica discordante encima de la "formación

Punche" (Freites) de edad "decididamente Mioceno Tardío”. Los pocos fósiles y

sus relaciones estratigráficas indican la edad de Mioceno Tardío a Plioceno.

Depositada en un ambiente de aguas dulces a salobres según Hedberg (op. cit.).

38

En el área del campo Pedernales, la formación fue depositada en un ambiente

deltaico a marino somero (Barnola, 1960).

2.3.1.2.6 Formación Mesa

En los límites norte y sur de la Mesa de Guanipa (González de Juana, 1946), la

Formación Mesa consiste de arenas de grano grueso y gravas, con cemento

ferruginoso, cementadas y muy duras; conglomerado rojo a casi negro, arenas

blanco-amarillentas, rojo y púrpura, con estratificación cruzada; además contiene

lentes discontinuos de arcilla fina arenosa y lentes de limolita.

Con base en la relación transicional con la Formación Las Piedras (Plioceno), se

ha postulado una edad Pleistoceno para la Formación Mesa. Según González de

Juana (1946), la Formación Mesa es producto de una sedimentación fluvio-

deltaica y paludal, resultado de un extenso delta que avanzaba hacia el este en la

misma forma que avanza hoy el delta del río Orinoco. El mayor relieve de las

cordilleras septentrionales desarrolló abanicos aluviales que aportaban a la

sedimentación clásticos de grano más grueso, mientras que desde el sur el aporte

principal era de arenas. En la zona central, postuló la existencia de ciénagas.

Coplanarh (1974) considera que los sedimentos de la formación representan

depósitos torrenciales y aluviales, contemporáneos con un levantamiento de la

Serranía del Interior.

2.3.1.2.7 Formación Paria

La unidad en su sección tipo, está constituida predominantemente por arcillas

laminares de color gris parduzco claro y gris verdoso, con muy escasas capas de

arena lutítica. En el golfo de Paria, área sur, consiste en areniscas blanquecinas,

limolitas y lutitas grises carbonosas, interestratificadas con gran cantidad de

lignito; con edad Pleistoceno a Reciente, por encontrarse suprayacente a la

Formación Las Piedras del Plioceno Tardío.

39

La Formación Paria correlaciona por transición lateral con la Formación Mesa;

posiblemente sea equivalente de las partes superiores de la Formación Las Piedras

en su desarrollo al oeste (Léxico Estratigráfico de Venezuela, 1970). Se

correlaciona con diversas capas cuaternarias en Trinidad, incluidas por Kugler

(1956) en la Formación Llanos (formaciones Cedro y Erin).

No se mencionan paleoambientes en la unidad tipo. Furrer (1985), en base a la

asociación fósil encontrada en el área norte del golfo de Paria, en donde se

observan fragmentos de moluscos, algunos foraminíferos bentónicos, el alga

Chara sp., así como la presencia de polen y esporas en la secuencia, sugiere un

ambiente de sedimentación variable de marino somero en la parte inferior, a

fluvial en la parte superior. Indica, igualmente, que hacia el área sur, los fósiles

son escasos, limitados a fragmentos calcáreos, estando asociados a ambientes de

planicie deltaica y marino somero.

2.4 GEOLOGIA ESTRUCTURAL

2.4.1 Provincias estructurales presentes en el área

La Plataforma Deltana tectónicamente se localiza al sur de la Faja Plegada de

Trinidad, cadena formada por el choque oblicuo entre la placa tectónica

Suramericana y la placa Caribe. Esta zona también refleja los efectos de la

subducción de la corteza oceánica Atlántica debajo de la placa Caribe a lo largo

del prisma de acreción de Barbados. La Plataforma Deltana se encuentra en el

extremo este de la cuenca Oriental de Venezuela, donde las secuencias

sedimentarias se acumularon en una cuenca antepaís, producto de la flexión de la

litósfera suramericana y en respuesta a la carga presentada por el cinturón de

pliegues y cabalgamientos de Trinidad. En general, la estructura de los sedimentos

del margen pasivo se refleja en un homoclinal de bajo buzamiento en dirección

noreste, fuertemente fallado en la parte norte.

40

PDVSA (2000) dividió el área de Plataforma Deltana en cuatro zonas o

subprovincias denominadas: Punta Pescador este, la plataforma pasiva sur-central,

la zona de fallas lístricas al noreste y por último la provincia de acreción de

Barbados (Figura 2.4).

2.4.1.1 Zona de Punta Pescador este

Se localiza en el extremo noroccidental y se caracteriza por un gran espesor de

sedimentos y por la existencia de fallas inversas y plegamientos que involucran

unidades del Cretácico Superior al Mioceno. Las fallas tienen una dirección este-

oeste cambiando a una dirección NE-SO cerca de los pozos Lorán y Cocuina. El

fallamiento a nivel del Cretácico no es claramente observable en la sísmica por lo

que su interpretación en profundidad es inferida y su cartografía se basa en la

configuración de la cadena sur de Trinidad. El cinturón plegado de Trinidad está

ampliamente descrito en reportes del Golfo de Paria y el sur de Trinidad, donde

los datos sísmicos profundos permiten una descripción más detallada de los estilos

estructurales.

2.4.1.2 Zona de plataforma pasiva sur central

Es una zona extensa de aguas plataformales poco profundas (0- 100 metros),

localizada al este del delta del río Orinoco y al norte del macizo de Guayana. Se

caracteriza por presentar sedimentos cretácicos clásticos de origen continental que

alcanzan más de 10000 pies de espesor y sedimentos terciarios de origen marino

somero a profundo, los cuales fueron perforados por los pozos Orinoco-1X y

Guarao-1X, donde conforman una serie alternada de secuencias progradantes y

agradantes. La sedimentación en esta plataforma ocurrió durante un período de

subsidencia normal continua, posterior a una fase de separación de corteza

oceánica. El borde norte de la provincia muestra un buzamiento suave que

aumenta hacia el norte, indicando un cambio hacia sedimentos más profundos. Es

importante resaltar la presencia de fallas normales con rumbo SSO-NNE, con

41

buzamientos en ambas direcciones, norte y sur, con poco salto, similares a las

fallas de los campos del Área Mayor de Oficina.

2.4.1.3 Zona de fallas lístricas

Está localizada hacia el N-NE de la plataforma y debe su nombre a la presencia de

numerosas fallas normales lístricas que afectan una espesa secuencia del Plioceno-

Pleistoceno, la mayoría de estas fallas cortan sedimentos recientes formando

declives en el lecho marino. Las superficies de las fallas de crecimiento decrecen

en ángulo de inclinación hacia abajo causando una rotación de las capas y

formación de anticlinales tipo “rollovers”. Las fallas están alineadas en sentido

NNO-SSE, paralelas a la dirección del quiebre de plataforma actual.

Las fallas de crecimiento se formaron durante el último período regresivo del

Neógeno (“forestepping progradation”), cuando la cantidad de sedimentos

sobrepasó el espacio de acomodo disponible, permitiendo que una gran carga de

sedimentos se depositara en el quiebre de la plataforma, con una alta presión de

poros en las lutitas del prodelta, una migración de fluidos hacia el fondo y

finalmente una serie de rupturas “decollement” en las lutitas menos compactadas.

El sistema de fallas se hace más joven hacia el este, en dirección al mar. Estas

pueden ser contemporáneas a algún evento compresional al pie del sistema

deltaico o hacia los buzamientos (declives) inferiores (Di Croce, 1995). En esta

zona los sedimentos cretácicos de encuentran entre los 20000 y 30000 pies de

profundidad. Las líneas sísmicas en sentido E-O muestran los despegues del

sistema de fallas, los cuales cortan sedimentos del Mioceno Temprano entre 3,5

segundos de tiempo sísmico en el oeste y 5 segundos hacia el este (Di Croce,

1995).

42

2.4.1.4 Zona de prisma de acreción de Barbados

Se localiza en el extremo noreste de la Plataforma Deltana, ocupando una pequeña

extensión dentro del mar territorial de Venezuela. El prisma se encuentra en el

margen convergente entre la placa tectónica del Caribe y la corteza oceánica del

Atlántico. El borde sur del prisma está compuesto por un sistema de anticlinales,

diapiros y fallas inversas con rumbo NNE-SSO, que cambian de dirección hacia el

sur en sentido NE-SO. Las fallas inversas con buzamiento en sentido NO

despegan dentro de las unidades del Mioceno Inferior generando estructuras

anticlinales importantes para el entrampamiento de hidrocarburos.

Figura 2.4. Zonas y diferentes estilos estructurales principales establecidas para la Plataforma

Deltana (tomado y Modificado de PDVSA, 2000)

43

2.4.1.5 Zona de Fachada Atlántica de Margen Pasivo

La Gerencia de Costa Afuera Exploración (PDVSA, 2008) estableció una nueva

zona estructural denominada zona de Fachada Atlántica de Margen Pasivo que se

caracteriza por poseer fallas normales de alto ángulo en dirección NNO-SSE que

afectan el basamento de la corteza oceánica.

2.4.1.6 Contexto geomorfológico del delta del Orinoco

La morfología del delta del Orinoco es globalmente dominada por las olas y por

los aportes del río, su morfología puede parecerse a las del delta del Nilo o del

Níger.

Sin embargo, un estudio más preciso de la morfología del delta muestra que la

costa del sureste es dominada por el río y la marea mientras que las costas central

y noroeste están dominadas por las olas y el río. Estos tipos de regímenes son

definidos por la diferencia de subsidencia entre el noroeste (importante) y sureste

(depreciables) del delta (Warne et al., 2002).

Los factores de control hidrodinámico (mareas, olas y aporte de río) permiten

identificar tres provincias diferentes en el delta: la parte río arriba (fluvial), la

parte media (fluvio-marina) y la parte río abajo (marina) del delta de Orinoco.

Este tipo de repartición (hidrológicamente paralela a la costa) es característico de

los deltas influenciados por la marea (Warne et al., 1999, 2002).

44

Figura 2.5. Morfología del delta del Orinoco y analogías con otros deltas. (Tomado de Warne, et

al. 2002)

45

CAPÍTULO III

3 MARCO TEÓRICO

3.1 Fundamentos sismoestratigráficos

Según Vail y Mitchum (1977), la estratigrafía secuencial está basada en el

reconocimiento de unidades estratigráficas compuestas de sucesiones

conformadas por estratos genéticamente relacionados, determinando secuencias

depositacionales. Los límites superior e inferior de una secuencia depositacional

son discordancias o sus conformidades correlativas. Una secuencia estratigráfica

posee una arquitectura tipo, la cual está determinada por las relaciones internas de

sus terminaciones.

El reconocimiento de estas terminaciones estratigráficas son la clave del método

secuencial. Estas terminaciones (“onlap”, “toplap”, “downlap”,” truncation”)

están definidas por la relación geométrica o el ángulo existente entre un plano (en

este caso el límite de la secuencia) y los reflectores considerados como líneas de

tiempo.

Las terminaciones de los reflectores sísmicos marcan la desaparición lateral de la

línea de tiempo. Los tipos de terminaciones definidos para acotar un límite de

secuencia se describen a continuación (Mitchum et al., 1977 en Audemard, 2000).

“Onlap” (Solapamiento): Definido como la relación geométrica de

estratos inicialmente horizontales que se acuñan contra una superficie inclinada o

también puede estar representados por la relación angular existentes entre un

paquete inicial inclinado que se acuña contra una superficie de mayor inclinación.

46

“Toplap” (Cuña Crestal): Es la relación geométrica que se presenta

entre la terminación de estratos inclinados contra superficies suprayacentes menos

inclinadas.

“Downlap” (Cuña de Progradación): Definido como la relación

geométrica entre horizontes inicialmente inclinados hacia la cuenca y estratos

inicialmente horizontales o de menor inclinación.

Las características geométricas de las terminaciones de secuencias estratigráficas

se muestran en la figura 3.1.

Figura 3.1. Reflexiones de una sección sismo-estratigráfica dentro de una secuencia sísmica

idealizada. Tomado de Vail y Mitchum (1977).

Vail (1987) en Miall (1997) define tres factores básicos que conforman la relación

existente entre la arquitectura sísmica de la cuenca y el ambiente depositacional.

Los mismos son cambios eustáticos del nivel del mar, subsidencia y el aporte de

sedimentos. En la figura 3.2 se observa la relación existente entre la distribución

de sedimentos y la arquitectura de la cuenca.

47

Figura 3.2. Relación entre la arquitectura cronoestratigráfica y el ambiente depositacional. Esta

figura muestra la relación existente entre los tres factores que controlan la arquitectura de

la cuenca, ellos son el aporte de los sedimentos, los cambios eustáticos del nivel del mar y la

subsidencia ( Vail, 1987, Tomado de Miall, 1997).

3.2 Sistemas depositacionales (“Depositional Systems”)

y Sistemas encadenados (“Systems Tracts”)

El término de sistemas encadenados (“Systems Tracts”), fue definido por Brown y

Fischer (1977), como la unión de sistemas depositacionales contemporáneos,

donde los sistemas depositacionales (“Depositional Systems”) son el ensamblaje

en 3D de litofacies, genéticamente relacionadas por procesos y ambientes activos

(modernos) o inferidos (antiguos) en Emery y Myers (1996).

Los sistemas encadenados se definen por su límites naturales y su geometría

interna, producto de los cambios del nivel del mar. El modelo secuencial,

desarrollado por Exxon, contiene cuatro sistemas sedimentarios básicos, definidos

a partir de modelos en márgenes continentales pasivos. Estos sistemas

desarrollados por Posamentier et al. (1988) y Posamentier y Vail (1988) en Miall

48

(1997), tal como se puede apreciar en la figura 3.3 que representa un diagrama de

los sistemas sedimentarios para una sucesión de secuencias de siliciclásticos.

Esta figura muestra la relación existente entre la arquitectura de la cuenca y las

superficies de los sistemas depositacionales. Así mismo se observa, la subdivisión

en sistemas depositacionales bajo la influencia de cambios eustáticos del nivel del

mar, subsidencia y aporte sedimentario en un ambiente de margen pasivo.

A continuación se describen las características de los cuatro sistemas

sedimentarios (tomados del glosario de estratigrafía secuencial de Audemard,

2000).

“Lowstand System Tracks, LST”, (sistemas encadenados de bajo nivel):

Este sistema se caracteriza por dos configuraciones dependiendo de la situación

geológica que se presente. Una está asociada a la presencia del talud y la otra está

asociada a cambios graduales de los ambientes. La primera está compuesta por

cuatro elementos: abanicos submarinos del fondo de la cuenca, abanicos

submarinos de talud, prisma de bajo nivel y relleno de valles previamente

rejuvenecidos. En el caso de los cambios graduales de los ambientes

sedimentarios se incluye: el prisma de nivel bajo inferior, superior y el relleno de

valles previamente rejuvenecidos. El tope de un “LST” está marcado por una

superficie transgresiva.

“Lowstand Basin Floor Fan, bf”, (abanicos submarinos

de fondo de cuenca): se depositan cuando la caída relativa del nivel del

mar es superior a la subsidencia en el borde de la plataforma continental.

“Lowstand Slope Fan, sf”, (abanicos submarinos de

talud): se depositan al empezar la desaceleración de la caída relativa del nivel

del mar. Están conformados básicamente de complejos depósitos turbidíticos.

49

Figura 3.3. Representa una sección estratigráfica para secuencias siliciclásticas. Se muestran

cuatro sistemas sedimentarios, los ambientes depositacionales y la relación entre la

subsidencia y la eustacia. Tomado de Miall (1997).

50

“Lowstand Wedge-Prograding Complex, lsw”, (cuña de

progradación de nivel bajo): representan el conjunto superior del

sistema de bajo nivel, generalmente progradante depositado en el momento en que

el nivel del mar está todavía bajo, aún cuando esté en proceso de subida.

“Transgressive System Tract, TST”, (sistema encadenado

transgresivo): es la representación de un conjunto de sedimentos

depositados durante un ascenso relativo del nivel del mar. Los sedimentos

acumulados pueden ser una sucesión delgada de lutitas, una sucesión condensada,

una sucesión retrogradacional de depósitos de plataforma, incluyendo lutitas

marinas y areniscas, o sedimentos carbonáticos acumulados sobre una plataforma

carbonática (Miall, 1997). El tope de un TST corresponde a la superficie de

máxima inundación (“mfs”).

“Highstand Systems Tract, HST”, (sistema encadenado de

alto nivel): Se deposita bajo un ascenso relativo del nivel del mar y se

caracteriza por ser progradante. Consisten en depósitos plataformales a no

marinos.

“Shelf Margin Systems Tract, SMST”, (sistema encadenado

de borde de cuenca): Se forman durante un descenso relativo del nivel

del mar, ubicándose cerca del borde de la llanura costera.

3.3 Superficies estratigráficas claves

Límites de secuencia (“Sequence Boundaries, SB”): en el

modelo de Exxon, los límites de secuencia (SB) fueron definidos como superficies

discordantes, producto del descenso relativo del nivel mar (Miall, 1997). Esta

caída del nivel del mar expone la plataforma continental en forma parcial o total,

generando erosión de los sedimentos prexistentes (Emery y Myers, 1996). Las

discontinuidades producto de esta erosión han sido clasificadas en dos categorías,

dependiendo de cómo haya sido la caída del nivel del mar (Wagoner et al., 1987

en Miall, 1997).

51

Discontinuidades Tipo 1: Son el resultado de la exposición total de la

llanura costera. Se caracteriza, porque la tasa del descenso del nivel del mar es

mucho mayor a la tasa de subsidencia, la cual genera “LST” mucho más extensos.

Discontinuidades Tipo 2: Son el resultado de la exposición parcial de

la plataforma. Se caracteriza porque la tasa del descenso del nivel del mar es lenta

en comparación con la tasa de subsidencia (Figura 3.4).

Las descripciones mostradas fueron reconocidas y descritas a partir del estudio de

márgenes pasivos. En el caso de cuencas de antepaís o Foreland, Swift et al.,

(1987), en Miall, (1997) señalan la ocurrencia de un modelo arquitectónico

diferente. En una cuenca de antepaís la relación existente entre la subsidencia y el

aporte sedimentario es inversa al existente en cuencas de margen continental

pasivo. Esto hace que el arreglo geométrico de las terminaciones sea diferente.

Las variaciones geométricas dentro de una cuenca bajo una tectónica activa, van a

estar controladas por la arquitectura de la cuenca, el aporte sedimentario y los

cambios del nivel del mar producto de la tectónica local de la cuenca.

Las secuencias depositadas en cuencas de antepaís poseen una geometría de

prismas o cuñas sedimentarias que tienden a adelgazarse hacia la parte más distal

de la cuenca según Sloss (1962) en Miall (1997). Esta región donde se acuñan las

secuencias sedimentarias, se caracteriza por ser de poca profundidad, producto de

la disminución de la subsidencia de la cuenca. En la figura 3.5 se observa la

arquitectura de la cuenca a lo largo de una sección transversal. La magnitud de la

subsidencia depende de la proximidad (horizontal) al frente de deformación, a

diferencia de la cuencas en márgenes continentales pasivos, donde las unidades se

engrosan hacia el centro de la cuenca (Figura 3.6).

52

Figura 3.4. Muestra esquemáticamente la definición de discontinuidades Tipo 1 y 2. Por Vail ,

1984, Tomado de Miall 1997.

Figura 3.5. Modelo Tectónico de sedimentación en cuencas antepaís. Tomado de Miall (2000).

53

Superficies transgresivas “TS”: superficie de alta energía generada

por erosión retrogradante del shoreface durante un ascenso relativo del nivel del

mar.

Superficie de máxima inundación “MFS”: superficie formada

durante el momento de máxima transgresión de la plataforma. Límite entre el

complejo depositacional transgresivo y el del nivel de mar alto.

3.4 Ciclos Estratigráficos

Los ciclos estratigráficos son intervalos de tiempo geológico durante los cuales

ocurre un cambio del nivel del mar, bien sea un ascenso o descenso (Vail et al.,

1977). Los ciclos estratigráficos, comúnmente llamados de 1er, 2do, 3er, etc. orden,

han sido jerarquizados según su duración (Emery y Myers, 1996). La duración de

cada uno de estos ciclos depende, básicamente, de la fluctuación del nivel del mar.

Los ciclos de primer orden (> 50 ma) están asociados a eventos de apertura

continental, también son llamados megaciclos. Los ciclos de 2do orden (5-50 ma),

también llamados superciclos, representan estados particulares en la evolución de

una cuenca, y están asociados a eventos tectónicos regionales. Los ciclos de 3er

orden (> 0.5 y < 5 ma), representan el período de tiempo geológico durante el cual

se deposita una secuencia y estos ciclos frecuentemente se observan a escala de

registros de pozos y datos sísmicos (Vail et al., 1991) en Emery y Myers (1996)

consideran que estos ciclos pueden estar controlados por la glacio-eustacia. Los

ciclos de 4to orden (0.1 a 0.5 ma), también llamados “parasecuencias”, se

relacionan con procesos autociclícos dentro del sistema sedimentario (Emery y

Myers, 1996). En la tabla 3.1 y figura 3.7 se observa diagramáticamente la

distribución de las jerarquías de estos ciclos en función del tiempo y la causa del

cambio del nivel del mar.

54

Figura 3.6. Comparación de la distribución y arquitectura de los sistemas encadenados y

depositacionales para una cuenca de margen pasivo (A) y una cuenca de Foreland (B).

Swift et al. (1987) en Miall (1997).

55

Tabla 3.1. Duración y Origen de los ciclos eustáticos (Tomado de Vail et al, 1991).

Figura 3.7. Jerarquizaron de los ciclos estratigráficos. Tomado de Emery y Myers (1996).

ORDEN ORIGEN DURACIÓN

1 Ciclos de inundación continental debido a variaciones en elvolumen oceánico. > 50 Ma

2 Ciclos de largos períodos glacio/eustáticos climáticos:Supersecuencias 5-50 Ma

3 Ciclos glacio/ eustáticos climáticos: SecuenciasDepositacionales 0,5-5 Ma

4 Ciclos cortos de fluctuaciones climáticas (CiclosAstronómicos) 0,1-0,5 Ma

5 Parasecuencias y Secuencias Simples 0,01-0,1 Ma

56

3.5 DELTAS

Un delta se forma cuando un río trae al mar más sedimentos que lo que las

corrientes marinas pueden redistribuir hacia otras áreas (Buatois, 2008). El tipo de

delta resultante depende del grado de suministro de material y su redistribución

por olas y mareas. Además influyen otros factores como profundidad del agua,

velocidad de hundimiento y clima. El ambiente deltaico comprende la llanura

deltaica, frente deltaico y prodelta (Figura 3.8).

3.5.1 CARACTERISTICAS DE UN DELTA

3.5.1.1 Llanura deltaica

Es la región más proximal del delta dominada mayormente por procesos fluviales,

hacia el continente grada hacia planicie aluvial, incluye una planicie subaérea (por

encima de la línea de alta de marea) y una planicie subaérea por debajo de esta

línea. Contiene canales distributarios y bahías interdistributarias (incluyendo

pantanos, planicie de mareas y explayamientos).

3.5.1.2 Frente deltaico

Está ubicado en la desembocadura de los canales distributarios, hay una marcada

interacción entre los procesos fluviales y marinos y un desarrollo de barras

arenosas y gravosas de desembocadura.

3.5.1.3 Prodelta

Es la región más distal del delta, dominada por procesos marinos, hacia el mar

grada a zonas de plataforma o talud y hay dominio de procesos de decantación de

material fino.

57

Figura 3.8. Partes de un delta (Reynolds, 1996 en Buatois, 2008)

3.5.2 Trampas gravitacionales en deltas

Las altas cargas de sedimentos causan fallas gravitacionales y producen fallas

lístricas que tienden a crecer durante la sedimentación; son llamadas también

fallas de crecimiento. El bloque superior de estas fallas crea espacio para la

acumulación de sedimentos adyacentes a éstas. Estas fallas están activas durante

la sedimentación y son formadas independientemente de la tectónica. Son muy

comunes en sistemas deltaicos; los mecanismos de manejo son proporcionados

por el peso de los sedimentos depositados en el delta.

Aunque el colapso gravitacional es extensional y éste crea espacio en las partes

proximales del sistema, la compresión ocurre en la base de las fallas

gravitacionales, generando trampas anticlinales.

3.5.2.1 CLASIFICACIÓN DE DELTAS

Existen tres tipos de clasificaciones: genética, fisiográfica y granulométrica. La

más utilizada es la genética definida por Galloway (1975) la cual los divide en

58

deltas fluvio-dominados, deltas dominados por oleajes y deltas dominados por

mareas.

3.5.2.2 Deltas fluvio dominados

Estos deltas tienen una morfología lobada cuando hay moderado aporte de

sedimentos y elongada (“pata de ave”) cuando hay alto aporte de sedimentos,

estas caracaterísticas son:

a) Coalescencia de barras de desembocadura.

b) Energía de olas y mareas relativamente baja.

c) Explayamientos en áreas distributarias.

d) Abundantes estructuras de deformación sinsedimentaria en el frente

deltaico y en el prodelta.

e) Dominio de estructuras de corrientes unidireccionales (óndulas de

corriente, “climbing”) en el frente deltaico.

f) Capas gradadas por corrientes de “underflow” en el prodelta.

Son importantes reservorios, como por ejemplo las arenas depositadas en los

canales teniendo alto contenido de clásticos (Figura 3.9) y en trampas

estructurales asociadas a fallas de crecimiento.

Figura. 3.9. Morfología de un delta dominado por procesos fluviales. (Tomado de Buatois. 2008)

59

3.5.2.3 Deltas dominados por oleaje

Se caracterizan por:

Morfología definida por retrabajo del oleaje.

a) Cuerpos de arena alargados y paralelos a la costa.

b) Alta energía de olas.

c) Desarrollo de complejos de islas de barrera y albuferas.

d) Dominio de estructuras oscilatorias en el frente deltaico.

e) Intensa bioturbación en el prodelta.

f) Difícil de distinguir de una costa dominada por el oleaje (por ejemplo el

“shoreface”).

g) En cuanto al potencial como reservorio, se producen extensiones laterales

de cuerpos de arenas bien escogidos que tienen buena continuidad lateral y

vertical (Figura 3.10).

Figura. 3.10. Morfología de un delta dominado por oleaje. (Tomado de Buatois. 2008)

60

3.5.2.4 Deltas dominados por mareas

Los deltas dominados por mareas se caracterizan por:

a) Canales y barras paralelas a las corrientes de mareas y perpendiculares a la

costa.

b) Alta energía de mareas.

c) Desarrollo de canales y planicies de mareas en área interdistributarias.

d) Dominio de estructuras de mareas (superficies de reactivación) en el frente

deltaico.

e) Difícil de distinguir de un estuario dominado por mareas.

f) Poseen bajo potencial como reservorio ya que a veces poseen sedimentos

como matrices lodosas con baja porosidad y permeabilidad. Sin embargo

los canales de marea pueden ser rellenados por arena bien escogida así

como las barras submareales. (Figura 3.11)

Figura. 3.11. Morfología de un delta dominado por mareas. (Tomado de Buatois. 2008)

61

3.5.2.5 Importancia económica de los depósitos

deltaicos

Las barras de meandro, abanicos de rotura, canales abandonados, barras de

desembocadura, lomas playeras e islas marginales, representan facies potenciales

para el almacenamiento de hidorcarburos, tanto por las condiciones favorables de

los cuerpos de arena, como por la presencia de lutitas asociadas que pueden ser

potenciales rocas generadoras.

3.6 CARTAS CRONOESTRATIGRÁFICAS

Una de las maneras de resumir la historia de sedimentación de una cuenca es el

uso de cartas de correlación cronoestratigráficas, también denominada Diagrama

de Wheeler (Mitchum y Vail, 1997). Una carta cronoestratigráfica muestra el

tiempo geológico dispuesto de manera vertical y la distancia del área de estudio

dispuesto de manera horizontal.

Esta carta puede aportar diferente tipo información: relación entre las secuencias

geométricas y las discordancias presentes, denotando áreas con terminaciones

sísmicas del tipo “onlap”, “toplap”, “downlap” y truncamiento, correlaciones

entre secuencias de unidades geocronológicas (edades y épocas), definición de

hiatos depositacionales, correlaciones entre secuencias depositacionales y

unidades litoestratigráficas encontradas regionalmente, distribución de facies y

ambientes sedimentarios y como ayuda para identificación de unidades de

cartografiado estratigráfico y estructural así como de secciones condensadas.

Para construir una carta cronoestratigráfica es necesario tener la sísmica en tiempo

geológico puesta verticalmente y que las secuencias y discordancias estén bien

definidas y diferenciadas. (Figuras 3.12 y 3.13).

62

Figura 3.12. Geometría estratigráfica mostrando las secuencias y principales discontinuidades

del registro geológico. (Mitchum, 1977)

Figura 3.13. Carta cronoestratigráfica o Diagrama de Wheeler. (Mitchum, 1977)

3.7 EFECTOS DEL CAMBIO CLIMATICO “GREENHOUSE VS.

ICEHOUSE” SOBRE EL NIVEL DEL MAR

Los términos de efecto invernadero “Greenhouse” y de la Tierra "Icehouse" se

refieren al clima global los cuales pueden afectar la sedimentación en una escala

de tiempo referida a millones de años.

Durante los períodos de glaciación o "icehouse", los glaciares están presentes en

63

cantidades variables. Las variaciones en la órbita de la Tierra puede dar lugar a

muchas edades de hielo, glaciales, e interglaciales y propician muchas variaciones

del nivel del mar.

Durante un período de efecto invernadero o “greenhouse” debido al calentamiento

global o aumento de la temperatura los glaciares disminuyen trayendo como

consecuencia una subida relativa del nivel del mar.

Estos períodos influyen en varios aspectos tales como variaciones del nivel del

mar, un efecto “greenhouse” estaría asociado a una subida relativa del nivel del

mar tal como ocurrió en el Mesozoico que debido al calentamiento algunos

casquetes polares se derritieron generando un significativo aumento del nivel del

mar. (Figura 3.14).

Mientras que un efecto “icehouse” (relacionado a glaciaciones) influye

notablemente en un descenso del nivel del mar y estos cambios ocurren con

mayor frecuencia, tal como lo observamos en la mayor parte del Cenozoico.

Figura 3.14. Intervalos climáticos establecidos por Fischer (1981) y Zachos et al. (1994) en Steel

(2010)

Efecto“Greenhouse”

Efecto“Icehouse”

Efecto“Greenhouse”

Efecto“Icehouse”

64

“Icehouse vs. Greehouse”

El ambiente durante el “Icehouse” está caracterizado por:

• Hielo Polar (Glaciares): generalmente ocurre un descenso del nivel del

mar a escala global.

• Frecuencia: altas amplitudes de las fluctuaciones del nivel del mar,

decenas a cientos en mil años.

• Amplitud: de decenas a cientos de metros.

El ambiente durante el “Greenhouse” está caracterizado por:

• Libre de hielo o glaciares a nivel mundial: ocurriendo generalmente un

aumento del nivel del mar a escala global.

• Frecuencia: baja, de cientos a miles en mil años.

• Amplitud de decenas de metros.

3.8 CAMBIOS EUSTÁTICOS

Los movimientos eustáticos resultan de cualquier factor que haga variar de forma

significativa el volumen de agua presente en el océano global o que provoque una

variación significativa del volumen de las cuencas oceánicas, con la consecuente

variación del nivel del agua en relación a la tierra firme. Las principales causas de

variación eustática son:

a) Variación de la cantidad de agua presente en los océanos, debido a

cambios climaticos sobre áreas extensas, las cuales provocan el

aprisionamento del agua bajo la forma de hielo o su liberación por fusión.

Como el proceso es controlado por la cantidad de hielo, es por veces

referido como glacioeustasia. Las variaciones glacioeustáticas pueden

resultar de:

a.1) Fusión de los glaciares y de los casquetes polares en el término

de las edades del hielo, lo que conduce la subida eustática del nivel

del mar, con el consecuente avance de las aguas sobre la tierra y

65

haciendo penetrar el mar en los valles costeros. Este avance del

mar sobre la tierra emergida es designado como transgresión.

a.2) Aprisionamento de agua en masas de hielo (glaciares y hielos

polares) durante los períodos de glaciaciones. La disminución del

volumen de agua en los océanos provoca el descenso eustático del

nivel del mar, dejando emergidas tierras que antes eran fondos

oceánicos. Esta retirada de los mares es designado en geología

como regresion.

b) Cambio del volumen de las cuencas oceánicas principalmente por

tectónica.

c) Liberación o aprisionamento de grandes volúmenes de agua en lagos o

mares interiores.

d) Alteración del volumen de las aguas del mar debido a la expansión o

contracción térmica causada por la variación significativa de su

temperatura (a nivel global). El proceso es en general designado por

estereoeustasia, por depender de variaciones volumétricas, causando

regresión o transgresión mientras haya contracción o expansión.

66

CAPITULO IV

4 BASE DE DATOS Y METODOLOGÍA

4.1 Base de datos de pozos disponibles

En este estudio se utilizó un total de 43 pozos, de los cuales sólo 11 fueron

utilizados como pozos claves por poseer información bioestratigráfica y de

registros confiables, los cuales fueron validados (GR, resistividad, sónico,

densidad, COT, entre otros) para realizar las correlaciones estratigráficas y los tres

transectos regionales.

La ubicación de los pozos utilizados puede verse en la figura 4.1. Seis (6) pozos

en costafuera (Pozos 1 al 6) y 5 pozos en tierra (7 al 11).

Figura 4.1. Ubicación de los pozos claves utilizados para el estudio.

4.2 Base de datos sísmicos disponibles

Las líneas sísmicas 2D incluidas dentro del área de estudio representan un total

de alrededor de 19000 Km.

LEYENDA

CALIDAD DEL DATO BIOESTRATIGRAFICO

ALTA DENSIDAD DE DATOS

MEDIA DENSIDAD DE DATOS

BAJA DENSIDAD DE DATOS

LEYENDA





LEYENDA





67

También se utilizaron 4 cubos sísmicos 3D los cuales se reflejan en la tabla 4.1 y

su ubicación geográfica en la figura 4.2:

Tabla. 4.1. Ubicación de los levantamientos 3D.

Ubicación Área (km2)

Punta Pescador 1060

Delta Centro 620

Las Piedritas 1550

Plataforma Deltana 4500

Para un total de 7730 km2 de sísmica 3D interpretada en el área de estudio.

Guyana

Venezuela

Trinidad y Tobago

Venezuela

Levantamiento 3D “deltacen”~620 Km2

Levantamiento 3D “pesca3d”~1060 Km2

Levantamiento 3D “pdmerg3d”

~4500Km2

Levantamiento 3D “piedrita”~1550 Km2

Limite Oeste

del Estudio Limite Norte

del Estudio

Figura 4.2. Ubicación de la sísmica 2D y 3D utilizada para el estudio.

4.3 Metodología

4.3.1 Análisis estratigráfico

4.3.1.1 Validación de topes estratigráficos

68

Mediante la integración de la revisión bibliográfica y el análisis bioestratigráfico,

las correlaciones estratigráficas y calibración con la sísmica se validaron los

diferentes topes estratigráficos a ser trabajados, los cuales van de base a tope el

TOP-1 al TOP-17 (Cretácico a Reciente).

4.3.1.2 Análisis de los datos bioestratigráficos

En esta etapa se utilizaron los datos bioestratigráficos disponibles (nanoplancton,

foraminíferos, palinomorfos). Para cada uno de los pozos del estudio, se realizó la

metodología que consiste en definir por intervalos muestreados el rango de vida

de las especies presentes y determinar edades para las unidades perforadas por

cada uno de los pozos, estas edades son colocadas a la profundidad observada en

las muestras de los pozos. A continuación se muestra un esquema de la

metodología que se utilizo (Figura 4.3).

Figura 4.3. Flujo de trabajo realizado para la determinación de edades.

69

Se utilizó la metodología de las biozonas para la determinación de edades, se

utilizó la escala de tiempo de Berggren et al., 1995 (zonas P y M) para los

foraminíferos pláncticos, Martini, 1971 para los nanofósiles calcáreos (zonas NP y

NN) y para palinología la zonación de Muller et al., 1987 para el norte de

Suramérica.

La edad se asignó con la integración de datos aportados por los foraminíferos

pláncticos, nanoplancton calcáreo y palinología. En los intervalos en los cuales los

conjuntos fósiles observados no permitieron establecer la edad con mucha

precisión, se reportó un rango de edad. La correlación de las biozonas

corresponde a la carta propuesta por Hardenbol et al. (1988).

70

Tabla 4.2. Carta Cronoestratigrafica para el Cenozoico. Hardenbol et al.

(1988)

71

Se utilizó también la carta consenso (Wood, 2000) para Trinidad donde se

observan rangos de foraminíferos y palinomorfos desde el Mioceno Tardío al

Reciente. (Figura 4.4).

Figura 4.4. Rangos bioestratigráficos para la zona de Trinidad. (Tomado de Wood, 2000)

4.3.1.3 Identificación de límites de secuencia SB

En los registros validados de GR (“Gamma Ray”) y resisitividad se observan las

tendencias de posibles transgresiones y regresiones y se pueden identificar límites

de secuencia SB (“Sequences Boundaries”) y TS (“Transgressive Surfaces”).

Estos límites de secuencia son calibrados con la tabla de secuencias

cronoestratigráficas para el Cenozoico realizada de Haq et al. (1988).

72

Figura 4.5. Carta de secuencias cronoestratigráficas. Haq et al. (1988)

73

4.3.1.4 Correlaciones estratigráficas

Las correlaciones estratigráficas consistieron en identificar e interpretar límites

de secuencias (superficies transgresivas y/o discordancias de segundo, tercer y

cuarto orden) como superficies correlacionables y cartografiables (utilizando los

criterios de la escuela de Vail /Exxon), a partir de la información

sedimentológica, interpretación sísmica, bioestratigrafía y registros eléctricos,

principalmente “GammaRay” y resistividad. Seguidamente se extrapoló la

información de los pozos claves a los pozos vecinos, con el propósito de definir

ubicación, extensión, espesor, geometría y cambios laterales de facies en el área

de estudio. Las correlaciones se realizaron bajo la plataforma “Landmark”,

utilizando la herramienta “Stratworks”.

4.4 Interpretación sísmica

Se hizo la revisión de las líneas sísmicas 2D y de los 5 levantamientos 3D para la

identificación de los diferentes estilos estructurales en el área, lo cual permitió

conocer la configuración geométrica de la cuenca así como la interpretación de

diferentes horizontes, los cuales fueron calibrados posteriormente con los pozos

para poder cartografiar los diferentes niveles interpretados tanto en tiempo como

en profundidad.

4.4.1 Integración de la información

4.4.1.1 Cartas estratigráficas

Las cartas estratigráficas fueron realizadas para siete pozos clave, en cada carta se

colocó la siguiente información:

• Edad.

• Formaciones equivalentes.

74

• Los topes secuenciales validados en este estudio, los cuales representan

superficies estratigráficas claves, límites de secuencia “SB” y superficies

transgresivas “TS”.

• Las curvas generadas: GR, COT_sr (perfil de materia orgánica o Carbono

Orgánico Total, generado a través del registro sónico y la resistividad),

sónico, resistividad, porosidad, densidad, “Vshale” y litología.

• Bioestratigrafía: género, especie y rango de edad de nanoplancton,

foraminíferos pláncticos y palinomorfos.

• Paleobatimetría partiendo de los foraminíferos bénticos y asociaciones

palinológicas.

• Las secuencias estratigráficas de segundo, tercer y cuarto orden definidas,

indicando ciclos transgresivos y regresivos basados principalmente en el

comportamiento de los perfiles de gamma ray.

4.4.1.2 PERFILES DE CARBOLOG

El uso combinado de registros de porosidad y resistividad permite identificar

y estimar el contenido total de carbono orgánico (COT). Para el cálculo se

utiliza la técnica de Passey “. log R” que cuantifica la diferente respuesta de

los registros de onda compresional y resistividad frente a rocas con variado

tenor de material orgánico. Una vez definida la respuesta y tomando en

cuenta el nivel de madurez orgánica de los intervalos considerados es posible

estimar el valor de COT. En intervalos saturados con agua o con ausencia de

materia orgánica, ambas curvas exhiben actividad paralela en tanto que

frente a rocas con hidrocarburos o ricas en materia orgánica la respuesta de

los registros difiere. Este comportamiento obedece a que el registro de

porosidad responde a la presencia de querógeno (material de baja porosidad

y baja velocidad) y el perfil de resistividad refleja el tipo de fluido presente.

En intervalos de roca no-reservorio se calibra la respuesta de los registros

permitiendo la estimación del contenido total de carbono orgánico y su

madurez. A partir de este control de los datos computados es posible obtener

75

un registro sintético de materia orgánica a lo largo de la columna

estratigráfica.

4.4.1.3 Elaboración de mapas paleobatimétricos

En esta etapa se elaboraron mapas paleobatimétricos con la finalidad de evaluar:

a) La dirección de aportes de sedimentos.

b) La posible relación arena/lutita de los cuerpos sedimentarios.

c) La posible asociación sedimentaria de los cuerpos de rocas.

Se realizaron sólo mapas paleobatimétricos en cinco secuencias dependiendo de la

tectónica, el ambiente y tasa de sedimentación, integrando la información

bioestratigráfica, las respuestas de registros e interpretaciones previas (Lagoven-

Amoco, 1994; Di Croce, 1995). Los mapas paleobatimétricos fueron elaborados

sobre nivel de las superficies de máxima inundación o de superficies transgresivas

para cada fase, las cuales se consideran superficies de correlación confiables por

el carácter plano de su geometría, y a su vez permiten una mejor comprensión de

la geometría de las superficies por debajo de ellas.

4.4.2 Estratigrafía secuencial

Se identificaron parasecuencias de cuarto orden (0.1-0.5 Ma) supersecuencias de

tercer orden (0.5 –5 Ma) y tectonosecuencias de segundo orden (5-50 Ma) (Vail et

al., 1991). Algunos de los límites de secuencia y superficies transgresivas fueron

identificados en la sísmica y utilizando los registros de pozos GammaRay y

resistividad así como las curvas de tiempo-profundidad de los pozos para la

calibración sísmica-pozo.

76

4.4.2.1 Generación de la carta cronoestratigráfica

Se generó una carta cronoestratigráfica general para el área de estudio (tierra y

costafuera) la cual refleja los cambios de facies laterales observados desde el

oeste hacia el este, iniciando en Las Piedritas, siguiendo con Delta Centro, Las

Piedritas, Sur de Monagas, delta Costafuera (Punta Pescador, Margen Pasivo Sur

y cuenca de Columbus) y la cuenca sur de Trinidad. Se reflejan las formaciones

estratigráficas así como la paleobatimetría y la estratigrafía secuencial propuesta

para este estudio.

Se definieron al momento de construir la carta dos escalas verticales, debido a que

la resolución sísmica es mucho mayor en la sección superior (0-20 ma), además

que la depositación de la sección superior ha sido mucho más rápida que en la

sección inferior.

El método utilizado en la confección de la carta ha sido el rebatimiento de los

reflectores datados y de sus terminaciones (“onlap”, “toplap”, etc.) sobre líneas de

tiempo geológico y la columna litológica en pies pasada también a tiempo

geológico. Debido a la escala se han establecido las paleobatimetrías utilizando

las presentes en cada pozo y los mapas paleoambientales disponibles.

La escala de tiempo fue reducida para el intervalo infrayacente desde el Oligoceno

Tardío (23.8 Ma) hasta el tope del Cretácico Temprano (98.9 Ma), debido a un

mayor detalle de terminaciones y eventos desde el Mioceno Tardío hasta el

Reciente, en este período la tasa de sedimentación aumenta y por lo tanto se

depositó un mayor espesor de sedimentos en un período de tiempo relativamente

corto y donde se identificaron secuencias de tercer y cuarto orden para el

Pleistoceno y donde se hace mayor énfasis en este trabajo.

77

CAPITULO 5

5 RESULTADOS Y ANÁLISIS DE RESULTADOS

5.1 ESTILOS ESTRUCTURALES PRESENTES EN EL ÁREA

El área de estudio se encuentra enmarcada en el contexto de interacción entre las

placas Caribe y Suramérica, esta área tiende a ser compleja debido a que el

movimiento relativo de la placa Caribe (transpresivo dextral), generó grandes

rasgos estructurales:

La Serranía del Interior de Venezuela y la Faja Plegada de Trinidad son pruebas

claras del inicio de interacción y generación de esfuerzos compresivos

prácticamente norte-sur, a partir del Oligoceno, permitió de igual manera la

formación de una cuenca antepaís en la cuenca Oriental de Venezuela. El frente

de deformación se caracteriza por una serie de corrimientos y diapiros de lodo,

producto de la sobrepresión generada.

Al norte de Venezuela, es evidente el sistema de fallas del Pilar de rumbo dextral

con dirección este-oeste, que tiene su origen debido a un cambio de la dirección

de los esfuerzos principales en el Mioceno Medio-Tardío. Al sureste se mantiene

el margen pasivo con poca deformación.

En la figura 5.1, se pueden observar los rasgos estructurales mayores, definidos

por el contexto tectónico. En este sentido, se pueden diferenciar dos etapas en la

historia tectónica:

a) El margen pasivo (desde el Cretácico hasta el Paleógeno): tipo de

relleno estilo Atlántico. La secuencia cretácica (más de 10000 pies) depositada en

un ambiente parálico-continental desde el SE de la plataforma, gradando a

ambientes marinos hacia el norte. Durante el Cretácico, se depositaron las rocas

78

madres (formaciones Querecual/Naparima Hill/Guatier) en un ambiente marino.

Unidades paleógenas depositadas en una cuenca de poca sedimentación

representada por una fase regresiva que se inició en el Cretácico Tardío, asociada

al levantamiento periférico de una cuenca de antepaís que comenzó durante este

tiempo en la cuenca Centro-Oriental de Venezuela.

Figura 5.1 Rasgos estructurales mayores. Interacción de las placas Caribe y Suramérica (Adan

et al., 2001)

b) El margen activo (Oligoceno Tardío a Reciente): muestra el avance de

la cuenca Oriental de Venezuela hacia el este, generando un espacio libre al inicio

de la formación de la cuenca antepaís.

5.1.1 Margen Pasivo

Los estilos estructurales en la etapa de margen pasivo, son bastante simples,

tratándose de fallas normales planares, indicando que las rocas presentes tienen

un comportamiento frágil. Tal como se puede observar en la figura 5.2, estas

fallas afectan el basamento cristalino, y la secuencia cretácica y paleógena.

79

Figura 5.2. Fallas normales planares que afectan la sección Oligoceno-Cretácico. Area Las

Piedritas, N70°E.

Se determinó la dirección de las fallas entre el Oligoceno y el Cretácico Tardío

(Figura 5.3) y a partir de esos resultados se pudo determinar lo siguiente:

a) La sección correspondiente al Cretácico- Paleógeno presenta en la región

terrestre del estudio, una dirección de las fallas principales que varía entre N70°E

en Las Piedritas N45°E en Delta Centro y Morocoto N32°E. Es importante señalar

que las fallas complementarias se encuentran a 120° en sentido antihorario,

atribuible a una herencia estructural de la extensión continental triásica-jurásica,

caracterizada por estructuras tipo graben presentes en toda esta área (graben de

Espino).

Secuencia Cretácico-Paleógena

POZO-8

TOP-7

TOP-8TOP-9

TOP-14

TOP-16TOP-17


POZO-8


POZO-8

TOP-7

TOP-8TOP-9

TOP-14

TOP-16TOP-17

80

Figura 5.3 Sistemas de fallas de la secuencia Oligoceno-Cretácico. Aplicación de atributo de

coherencia a los datos sísmicos 3D.

b) Para el área costa afuera (Plataforma Deltana) pareciera verse invertida la

dirección de fallas principales, siendo N55°O mientras que las complementarias

tienen una dirección N75°E, este cambio de la dirección de las fallas principales

resulta de gran interés, porque posiblemente, éstas son familias de fallas

correspondientes a un período extensivo más joven, que separa las placas de

Suramérica y África durante el Cretácico. Esto también queda evidenciado en el

gran aumento de espesor de esta secuencia en la región Costa Afuera donde puede

llegar a alcanzar 8.500’, a diferencia de la sección terrestre donde apenas tiene

alrededor de 2.000’. En la Figura 5.4, se pueden observar bloques de basamento

cristalino aparentemente rotados, producto de este margen extensivo durante el

Cretácico.

81

Figura 5.4. Sección ubicada en la Zona Abisal Atlántica de Venezuela.

En el siguiente mapa se muestra la ubicación de los estilos estructurales de la

secuencia Cretácico-Oligoceno (Figura 5.5), la cual pertenece al margen pasivo,

sin embargo se plasmó la zonificación de las dos familias de fallas normales

presentes, y una posible zona donde se encuentran fallas inversas, generadas

durante el margen activo.

Figura 5.5. Ubicación de estilos estructurales de las secuencias Cretácico-Oligoceno.

5.1.2 Margen activo

Los estilos estructurales en la secuencia terciaria son un poco más diversos,

posiblemente las estructuras más importantes desde el punto de vista de

entrampamiento se encuentran en la Zona de Fallas Lístricas de la Plataforma

Deltana, allí se localizan los campos de Cocuina y Lorán, siendo también

100 km

82

importante para Trinidad al norte de la frontera marítima de Venezuela (Figura

5.6)

Figura 5.6. Ubicación de estilos estructurales de las secuencias Terciarias.

5.1.3 Tectónica Gravitacional

Este primer estilo estructural lo hemos definido como Tectónica Gravitacional, a

diferencia de trabajos anteriores, que lo llaman zona de fallas lístricas, que si bien,

predomina en el área, este sistema de fallas de crecimiento, también se encuentran

otras estructuras gravitacionales. Las fallas tienen una orientación NO-SE y buzan

hacia el este, extendiéndose desde el sur de Trinidad hasta el límite sur del delta

de Orinoco. (Figura 5.7).

Figura 5.7 Sistema gravitacional de Costa Afuera. Fallas lístricas de campos Lorán y Cocuina, y

plegamiento de punta pie.

TOP-0

TOP-4

TOP-17TOP-16TOP-13

TOP-11

TOP-9

10 Km.

83

En la cuenca de Columbus, el rumbo de estas fallas es N50°O, mientras que en la

Plataforma Deltana varía progresivamente del norte hacia el sur de N35°O a

N10°O.

Estas fallas poseen un bajo ángulo de buzamiento, (variando de 50 a 40-30°), y

afectan todo el Terciario con nivel de despegue en el Mioceno Tardío, asociado a

lutitas móviles que separan los dos sistemas tectónicos: el de tectónica

gravitacional y el de margen pasivo.

Se pueden diferenciar dos grupos de fallas lístricas: uno más antiguo que,

constituyen estructuras reliquias del Plioceno Tardío y que muestran gran

rotación: el segundo actualmente activo, el cual afecta hasta el fondo marino, estas

últimas presentan estructuras de pliegues de giro (“roll-over”), presentando saltos

de falla que varían de 400 a 6.000 pies.

Este sistema tiene otras estructuras asociadas de gran interés; debido a que tienen

un origen gravitacional han generado pliegues de punta pie (“toe trusts”) de gran

consideración, y los cuales tienen una dirección paralela a las fallas lístricas. Son

estructuras muy interesantes y con grandes posibilidades de generación de

entrampamiento, no sólo por la estructura plegada, sino además, porque coexiste

con cuerpos de lodos que funcionarían como sellos laterales.

Durante el estudio se observaron otros sistemas de fallas lístricas (Figura 5.8) en

la región terrestre, específicamente en el área de Las Piedritas y Punta Pescador,

éstas afectan la secuencia miocena y posiblemente denotan la migración del frente

deltaico desde el Oligoceno Tardío al oeste hasta el Reciente al este.

84

Figura 5.8 Sistema de fallas lístricas del área de Las Piedritas, afectando secuencias intra-

miocenas las cuales están remarcadas en color verde.

5.2 MAPAS ESTRUCTURALES

Luego de la interpretación sísmica-estructural de un área de aproximadamente

48.000 Km², se elaboraron los mapas en tiempo y profundidad de seis (6)

horizontes sísmicos principales:

a) TOP-17 = SB intra-Pleistoceno

b) TOP-13 = SB Tope Plioceno

c) TOP-11 = SB intra Plioceno

d) TOP-9 = Discordancia Mioceno Tardío

e) TOP-4 = Discordancia Oligoceno

f) TOP-1 = Base intervalo Cretácico

En general se pueden dividir estos mapas en dos grandes grupos que corresponden

a las etapas tectónicas de la región; la fase pasiva se encuentra definida por los

horizontes: TOP-1 (Base intervalo Cretácico) y TOP-4 (Discordancia Oligoceno),

(Ver Anexos 1 y 2), la dirección de las fallas anteriormente descritas en la sección

de estilos estructurales, éstas podrían ser estructuras con posibilidades de

entrampamiento o de migración vertical de hidrocarburos, proveniente de rocas

madres cretácicas.

TOP-8

TOP-9

TOP-14TOP-16

TOP-17

TOP-8

TOP-9

TOP-14TOP-16

TOP-17

85

En costa afuera dos pozos han perforado estas secuencias, resultando ambos

secos, sin embargo el objetivo de éstos era probar la cuña del Oligoceno, y no

atravesaron trampas cretácicas; por lo que aún este horizonte es de gran interés.

Finalmente se pueden describir estas dos secuencias como, un monoclinal con

pendiente suave hacia el norte-noreste, con presencia de fallas normales planares,

generadas por herencia estructural de un proceso de apertura continental previo y

reactivadas por carga sedimentaria, durante el comienzo del margen activo. Las

fallas tienen posibilidad de generar cierres favorables para el entrampamiento

debido que forman ángulos de 90° a 60° con respecto a la línea de máxima

pendiente.

El segundo grupo de mapas corresponde a las secuencias: TOP-9 (Discordancia

Mioceno Tardío), TOP-11 (SB intra Plioceno), TOP-13 (SB Tope Plioceno) y

TOP-17 (SB intra-Pleistoceno), (ver Anexos 3 al 6) se mantiene la misma

tendencia monoclinal hacia el norte-noreste, sin embargo, la diferencia es clara

con respecto a los mapas anteriores, en cuanto a la diversidad de estilos

estructurales presentes.

En el mapa TOP-9 (Discordancia Mioceno Tardío), se puede observar en el área

de las Piedritas una serie de fallas normales, que incluso afectan toda la secuencia

del Plioceno. Algunas de estas fallas son continuación de un sistema lístrico intra

Mioceno producto de carga sedimentaria. Existen fallamientos similares en la

zona de Delta Centro y Punta Pescador.

Sin embargo, el sistema de fallas lístricas más impresionante es el que se

desarrolla costafuera y afecta las secuencias pliocenas y pleistocenas. El rumbo de

estas fallas varía progresivamente del norte hacia el sur de N35°O a N10°O,

generando entrampamiento: actualmente los campos Lorán y Cocuina, son

muestras claras de ello. Como se puede observar en los mapas, los saltos de las

fallas suelen ser muy grandes, alcanzando en algunos casos hasta 6.000 pies, son

86

observables cambios bruscos de buzamiento que obedecen a pliegues de giro o

“rollovers”.

En el límite noroeste de los mapas, se observan cambios bruscos de pendiente,

esta vez obedeciendo a estructuras diapíricas, del frente de deformación del norte

de Monagas.

Las estructuras de pliegues de punta pie y diapiros de lodo de la región costafuera

no están cubiertas por los mapas, debido a que esta zona no tiene suficiente

información sísmica como para generarlos.

A continuación se muestra el transecto sísmico oeste-este regional interpretado

para el área de estudio, tiene una longitud de aproximadamente 300 Kms. (Figura

5.9)

En los anexos 8 y 9 pueden observarse los transectos sísmicos regionales en

dirección norte- sur, en costafuera y en tierra respectivamente.

87

Figu

ra 5

.9. T

rans

ecto

Oes

te-E

ste

mos

tran

do lo

s dife

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stilo

s est

ruct

ural

es (V

ER A

NEX

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) PA

RA M

AYO

R

DET

ALLE

)

88

5.3 MODELO ESTRATIGRÁFICO SECUENCIAL

A continuación serán descritas las secuencias depositacionales definidas en el área

de estudio, tanto para tierra como para costafuera, basándonos principalmente en los

estudios bioestratigráficos disponibles y las electrofacies de cada uno de los pozos,

para comprender mejor la evolución estratigráfica y paleoambiental del área

estudiada. En la siguiente figura 5.10 se muestran los pozos estudiados con calidad

de información bioestratigráfica.

Figura 5.10. Mapa de calidad del dato de los pozos claves con información bioestratigráfica

disponibles para el área de estudio.

5.3.1 DESCRIPCIÓN DE SECUENCIAS

La descripción se realizó por edades desde el Cretácico al Cuaternario

considerando cada una de las áreas tanto tierra como costafuera, tomando en

cuenta los foraminíferos pláncticos para definición de edades, foraminíferos

bénticos para la determinación de paleoambientes y paleobatimetría, palinomorfos

(esporas y polen para ambientes más continentales y deltaicos) y en algunos casos

con información de dinoflagelados, así como de nannoplancton calcáreo que

también proporcionó información de interés para la determinación de edades.

LEYENDA





LEYENDA





LEYENDA





89

5.3.2 ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL

Se estableció un modelo estratigráfico secuencial regional en el área de estudio, en

donde se definieron cinco secuencias de segundo orden (K, A, B, C y D) o

tectonosecuencias, siete secuencias depositacionales de tercer orden (C-1, C-2, D-

1, D-2, D-3, D-4 y D-5) y cinco secuencias parasecuencias o secuencias de cuarto

orden (D-5a, D-5b, D-5c, D-5d y D-5e). El orden jerárquico de las secuencias se

definió utilizando la clasificación de Vail et al. (1991) (Figura 5.11).

Figura 5.11. Columna estratigráfica secuencial establecida para el área de estudio

90

La determinación de edades se basó en la bioestratigrafía disponible y

principalmente en foraminíferos planctónicos, nanoplancton calcáreo y

palinomorfos marcadores. El resumen de las especies marcadoras se ilustra en la

figura 5.12.

Figura 5.12. Especies marcadoras de edad presentes en el área de estudio.

5.3.2.1 Secuencia K

Parte de esta secuencia cretácica temprana se observa sólo en el pozo 1 a partir de

los 10678 pies marcado al tope por un límite de secuencia TOP-0 (SB), con un

espesor aproximado de 4500 pies (Figura 5.13, Anexo 10). Litológicamente se

observan intercalaciones de areniscas con menores espesores de lutitas haciéndose

más arcillosas hacia el tope. El patrón de apilamiento de los sedimentos presenta

una tendencia agradante en la base y granodecreciente hacia el tope, marcándose

una transgresión hasta el límite con la secuencia A: en el tope se observa un

cambio importante de paleobatimetría variando de continental a nerítico interno.

91

Según el informe Lagoven-Amoco (1994), fueron encontrados sedimentos

continentales que consisten de lutitas multicolores y moteadas, así como arcillas y

areniscas similares a las encontradas en la Formación Canoa en la cuenca Oriental

de Venezuela. A partir de los 10678 pies hasta la profundidad final se considera

este intervalo de edad Albiense Tardío.

El paleoambiente en este intervalo es netamente continental - fluvial, como lo

muestran las asociaciones palinológicas Cicatricosisporites y Dictyophyllidites

(14002 pies). La presencia de dinoflagelados en pocas cantidades indica que se

pudo tener cierta influencia marina durante el Albiense. De base a tope se

caracteriza por un ambiente continental a uno de plataforma interna.

La asociación de palinomorfos Reyrea polymorpha (98,9 - 137 Ma), Sergipea

naviformis, Eucommiidites troedssonii y Perotriletes pannaceus indican que la

secuencia es de edad Aptiense-Albiense ya que dichas especies son marcadoras del

Albiense, también se encuentra la presencia de E. klaszi (Albiense-Cenomaniense),

A. australis (65-144,2 Ma) y A. jardinus (93-145 Ma) los cuales tienen un rango de

vida más amplio.

Figura 5.13. Patrones de apilamiento en el pozo 1, secuencia K.(Ver Anexo 10 para mayor

detalle)

SISTEMAFORMACION

EQUIVALENTE TOPE GRCOT Litología Secuencia desegundo ordenDT ILD VshaleEPOCASISTEMA

FORMACIONEQUIVALENTE TOPE GRCOT Litología Secuencia de

segundo ordenDT ILD VshaleEPOCA

92

5.3.2.2 Secuencia A

Esta secuencia de segundo orden de edad cretácica se encuentra definida entre los

límites de secuencia TOP-0 y TOP-1 y es de edad Cretácico Tardío, el TOP-0 se

encuentra presente sólo en el pozo 1.

En el área de Las Piedritas (pozo 10) esta secuencia puede estar asociada a la

Fm.Tigre (Miembro Guavinita, de edad Coniaciense-Maastrichtiense)

perteneciente al Grupo Temblador a una profundidad de 18010 pies, con espesor

aproximado de 700 pies. La secuencia cretácica, depositada en un margen pasivo,

ha sido perforada por pocos pozos en el área y corresponden al Grupo

Temblador, Formación Tigre (Turoniense-Maastrichtiense), y está caracterizada

por depósitos de ambiente de plataforma; las muestras de canal de los pozos están

compuestas de arcillitas gris oscuro a negra, algunas veces blanquecinas o rojizas,

caoliníticas, con areniscas cuarzosas de grano fino a medio. En parte se observa

arcillita interlaminada con carbón y matriz orgánica y la presencia de la glauconita

(PDVSA, 2008). El patrón de apilamiento de los sedimentos es de tendencia

granodecreciente, hasta alcanzar una posible superficie transgresiva y luego un

patrón granocreciente producto de una progradación del sistema que alcanza la

discordancia TOP-1 (SB). El Cretácico Tardío se evidencia bioestratigráficamente

por la presencia de nanoplancton calcáreo M. staurophora (88-65 Ma) y W.

barnesae (>65 ma). Los foraminíferos bénticos A. beccarii, A. salsus, A. americanus,

M. fusca, Miliolidae, Lenticulina sp. y Uvigerina sp. indican una paleobatimetría que

varía entre costero y plataforma interna.

En el área de Delta Centro en el pozo 11 se tiene la presencia de la Formación

Tigre. Hacia el sur se observan facies más arenosas que hacia el noroeste y una

paleobatimetría más continental (casi fluvial), con un espesor de 400 pies de

areniscas y un patrón de apilamiento granocreciente hacia el tope, producto de una

regresión hasta alcanzar el límite de secuencia TOP-1. Entre los palinomorfos se

encuentran Araucariacites sp., Ariadnaesporites spinosus (88,5- 65 Ma)

Psilatriletes guaduensis, Distaverrusporites simplex, Gabonisporites sp.,

93

Tricolpites reticulominutus, Retinaperturites sp. los cuales indican una edad

Campaniense a Maastrichtiense temprana. Las asociaciones palinológicas

presentes indican un ambiente costero. Hacia costafuera en los pozos 1 y 2 se

observa la presencia de la secuencia cretácica tardía con sedimentos compuestos

de limolitas, lutitas limosas, “mudstones”, glauconita y areniscas de grano fino; la

presencia de pelecípodos (Furrer, 1979; en Lagoven-Amoco, 1994) evidencia de

una plataforma estable con ambientes marinos someros (depósitos de llanuras de

mareas y deltaicas), esta idea es reforzada por las asociaciones palinológicas que

indican ambientes marino a marino marginal.

En el pozo 1 se observa la secuencia A completa entre los 8420 y 10678 pies con

un espesor de 2258 pies, y la presencia de los siguientes palinomorfos D.

acuminatum (65-84,5 Ma), B. andreevi (65-83,5 Ma), P. infusorioides (65-112,2

Ma) y S. cretacea (70-88,5 Ma), edad Turoniense a Campaniense, indicando que

el Maastrichtiense superior está posiblemente erosionado o los sedimentos de la

parte más alta del Cretácico no fueron depositados en esta área. El patrón de

apilamiento es de tendencia granocreciente hacia el tope con paquetes de arena

entre 100 a 150 pies. (Figura 5.14)

Figura 5.14. Patrones de apilamiento en el pozo 1, secuencia A.

En el pozo 2 (Anexo 11) está presente esta secuencia desde 12954 pies hasta la

profundidad final del pozo con 450 pies de espesor. Las especies Globotruncana

FORMACIONEQUIVALENTE TOPE GR COT Litología

Secuencia desegundo ordenDT ILD VshaleSISTEMA EPOCA

FORMACIONEQUIVALENTE TOPE GR COT Litología

Secuencia desegundo ordenDT ILD VshaleSISTEMA EPOCA

94

sp., Pseudotextularia sp., Heterohelix sp. y Ruglobigerina sp. indican una edad

Maastrichtiense inferior para todo el intervalo; este intervalo puede ser

equivalente a la Formación San Juan, constituida de base a tope por capas

arcillosas del intervalo transgresivo y termina con areniscas progradantes. Para la

zona de costa afuera los palinomorfos sugieren un ambiente marino aunque no

muy lejano de la línea de costa, así como los foraminíferos presentes sugieren un

ambiente de plataforma interna.

Di Croce (1995) refiere que los análisis palinológicos y sedimentológicos

muestran que estos sedimentos fueron depositados en un ambiente continental

tanto en el Cretácico Temprano como el Cretácico Tardío a veces con facies más

costeras.

5.3.2.3 Secuencia B

La secuencia B se define como una secuencia de segundo orden en el Paleoceno-

Eoceno. Se encuentra entre los límites de secuencia TOP-1 y TOP-3, con la

presencia de una superficie transgresiva identificada a través de registros,

denominada TOP-2. Cabe destacar que esta secuencia se encuentra presente sólo

en el área de costafuera, en los pozos 1 y 2 con un espesor que varía entre 836 y

1120 pies, haciéndose más espesa hacia el sur del área. Esta secuencia fue

depositada durante un ciclo transgresivo que comenzó en el Cretácico Tardío.

La secuencia de edad Paleoceno está presente en el intervalo 7805-8130 pies en

el pozo 1 y de 12378 a 12620 pies en el pozo 2, fue determinada por los

foraminíferos planctónicos Morozovella (Globorotalia) acuta, M. angulata que

ocurrieron en el Paleoceno Medio. M. velascoensis indica que es de edad

Paleoceno Tardío y Planorotaloides (Globorotalia pseudomenardii) indicando

una edad más joven. En el pozo 1 también se evidencia con la asociación de

palinomorfos P. cursus, P. operculatus, Mauritia y la presencia de B. annae con

el dinoflagelado C. fibrospinosum. La edad diagnóstica Eoceno Temprano está

determinada por la presencia de M. formosus (51,6-50,6 Ma).

95

Litológicamente la base de esta secuencia en el Paleoceno está compuesta de

lutitas limosas de color gris, ocasionales areniscas, y calizas glauconíticas algales

ligeramente coloreadas. Suprayacente a esta secuencia en el Eoceno Temprano la

secuencia está compuesta de lutitas grises arcillosas y hacia el tope la secuencia

(Eoceno Medio) consiste de limolitas y arcillas glauconíticas de color marrón, es

un intervalo sumamente glauconítico; estas litologías pueden compararse con las

formaciones Vidoño (Paleoceno) y Caratas (Eoceno) pudiendo ser equivalentes

laterales en costafuera.

Los foraminíferos diagnósticos presentes en el Eoceno Medio en esta sección son:

A. broedermanni (zona P10-P12), G. spinuloinflata, G. centralis y T. rohri. Los

foraminíferos bénticos presentes en la base de la secuencia Bathysiphon,

Glomospira, Cyclammina, Bolivinopsis grzybowski y la presencia de algunos

lentes calcáreos con algas y ostrácodos indican una paleobatimetría batial. Estas

formas son muy comunes en la Formación Vidoño del borde norte de la cuenca.

Al tope de la secuencia se tienen los foraminíferos bénticos Cibicides,

Lepidociclina, Nummulites, Discocyclina indicando una paleobatimetría mucho

más somera correspondiendo a un ambiente nerítico externo.

El apilamiento de la secuencia corresponde desde la base a un patrón

granodecreciente donde se observan en su mayoría grandes espesores de lutitas

hasta llegar a la superficie transgresiva o TOP-2. En el pozo 1 se observa

claramente la presencia de calizas. El perfil de Carbolog permite ver una posible

superficie de máxima inundación hacia el tope de la secuencia ya que se

concentran cantidades significativas de materia orgánica (Figura 5.15).

96

Figura 5.15. Litología y curvas en las secuencia B en el pozo 1.

Según Di Croce (1995) ésta es una secuencia delgada y condensada definida por

dos fuertes reflectores en “onlap”. Este espesor puede ser seguido en costafuera

pero en tierra fue erosionado o no depositado. Sin embargo solo en el pozo “S”

ubicado al norte de Monagas se reportaron 1300 pies de Eoceno Medio a Superior

de lutitas pelágicas y areniscas.

5.3.2.4 Secuencia C

La secuencia C fue clasificada de segundo orden o tectonosecuencia, la cual marca el

inicio del margen activo a finales del Oligoceno Tardío, y ésta a su vez incluye dos

secuencias de tercer orden Secuencia C-1 y Secuencia C-2.

5.3.2.5 Secuencia C-1

Esta secuencia se encuentra entre los límites de secuencia TOP-3 y TOP-4 y

pertenece al Eoceno - Oligoceno Tardío, esta está erosionada en el pozo 2. Según

Lagoven-Amoco (1984) esta secuencia fue depositada durante un ciclo regresivo a

finales del Oligoceno.

En el pozo 10 (Anexo 12, área de Las Piedritas) esta secuencia considera la

presencia del Oligoceno Tardío debido a la presencia de G. ciperoensis (30,3-

Perfil de Carbolog Calizas

FORMACIONEQUIVALENTE TOPE GR COT LitologíaDT ILD VshaleSISTEMA EPOCA

Perfil de CarbologPerfil de Carbolog Calizas

FORMACIONEQUIVALENTE TOPE GR COT LitologíaDT ILD VshaleSISTEMA EPOCA

97

23,8 Ma) a 17990 pies (PDVSA, 2008); también en este intervalo están presentes

los especímenes de H. recta (29,8-23,3 Ma) , D. deflandrei (24-10,9 Ma) y S.

conicus (27,5-18,3 Ma), siendo esto coherente con los perfiles de carbolog

realizados para el pozo donde se observa un cambio notorio al tope del reflector

marcado por la sísmica de edad Oligoceno Tardío (Figura 5.16).

El espesor de la secuencia en este pozo es de 1000 pies y la paleobatimetría varía

desde costero a nerítico medio, se tiene la presencia de los foraminíferos bénticos

A. beccarii, A. salsus, A. americanus, Lenticulina sp., Uvigerina sp, M. fusca y

Miliolidae. El patrón de apilamiento es aserrado con espesores de arena entre 300

y 500 pies con espesores menores de lutitas intercaladas.

En el área de Delta Centro esta secuencia se identificó en el pozo 11 (Anexo 13),

aunque no hay fósiles o pláncticos que indiquen el Oligoceno, a través del perfil

Carbolog (Figura 5.17) se pudo identificar un cambio o pico de COT indicando el

tope o discordancia y también reconocida en la sísmica de edad Oligoceno Tardío

o TOP-4.

Figura 5.16. Perfil de Carbolog del pozo 10.

Tope Oligoceno

Tope Oligoceno

GR COTRHOBDT

Tope Oligoceno

Tope Oligoceno

GR COTRHOBDT

98

El patrón de apilamiento indica una secuencia granodecreciente hasta alcanzar un

máximo y vuelve a ser granocreciente o progradante hasta alcanzar el límite o

tope de la secuencia, se observan espesores de arena de 100 pies. La

paleobatimetría es netamente continental, no hay foraminiferos bénticos, sólo

asociaciones palinológicas.

Fig. 5.17. Perfil de Carbolog del pozo 11.

En costa afuera se identificó esta secuencia en el pozo 1 en el intervalo 6675-7299

pies con paquetes de areniscas entre 150 y 300 pies de espesor y intercaladas con

lutitas de color marrón grisáceo, observándose un patrón de apilamiento

granocreciente en la base y agradante hacia el tope. La presencia de G. ciperoensis

(6720 pies) indica la presencia del Oligoceno Tardío asi como los pláncticos S.

senni, C. chipolensis y los foraminíferos bénticos Nummulites sp., Lepidociclina y

Heterostegina indican un ambiente nerítico medio a interno periarrecifal.

TOP-4 (SB)TOP-4 (SB)

GR COTRHOBDT

TOP-4 (SB)TOP-4 (SB)

GR COTRHOBDT

99

Estas secuencias en costa afuera se asemejan a la descripción realizada en el CIEN

(2009) para la Formación Merecure identificada también por Di Croce (1995). El

Eoceno Superior es la base de esta secuencia y está determinado por la presencia

de G. cerroazulensis cerroazulensis en el pozo 2.

En el núcleo del pozo 2 en el intervalo 11878-11889 pies se observó una lutita

negra con laminación paralela glauconítica y areniscas de grano fino en capas

muy delgadas, la cual integrada con la información micropaleontológica sugiere

una depositación en una plataforma bajo condiciones anóxicas (Globocassidulina,

Lenticulina sp., Bolivina sp., Nodosaria, Cibicides sp. y Cyclaminna sp.). Los

foraminíferos bénticos hacia el tope de la secuencia indican aguas profundas

(plataforma exterior - inflexión hacia profundidades abisales) con algunas

turbiditas.

5.3.2.6 Secuencia C-2

La secuencia C-2 de tercer orden se encuentra entre los límites de secuencia TOP-4 y

TOP-6, Mioceno Temprano a Medio y tiene una superficie transgresiva “TS”

identificada como TOP-5.

En el área de Las Piedritas esta secuencia se identificó en los pozos 9 (Anexo 14) y

10; en el pozo 10 (14751-17007 pies) se encuentran presentes: C. vanraadshooveni

(16,4-11,2 Ma), S. heteromorphus (19-13,6 Ma), H. ampliaperta (23,2-15,6 Ma) y

entre los pláncticos, F. peripheroacuta (15,1-12,5 Ma), G. bisphericus (17,2-15,1

Ma), P. sicana (16,6-15,1 Ma) indicativos de la edad Mioceno Temprano.

La paleobatimetría en este pozo varía desde nerítico interno a batial de base a tope.

Entre los ambientes más someros a 16790 pies nerítico interno (Q. seminula, A.

beccarii, Sigmoilopsis sp.), ambiente neritico externo a 16290 pies (L. subpapilosa,

L. americana, L. jeffersonensis, U. isidroensis y U. peregrina); batial superior

(16000 pies) B. imporcata, B. multicostata, G. ovata, G. subglobosa, P. commatula y

100

batial medio a 15000 pies C. cancellata, C. placenta, A. pozonensis, V. flexilis, C.

subglobosus.

Litológicamente se observa un paquete de areniscas en la base de la secuencia,

aproximadamente de 100 a 150 pies, pasando hacia el tope a un gran espesor de

lutitas (800 pies) con un patrón de apilamiento granodecreciente hacia el tope de la

secuencia; la paleobatimetría indica una retrogradación y profundización de

ambientes, indicando así la superficie transgresiva “TS” indicada como TOP-5

coincidiendo con un ambiente batial medio.

La secuencia en el pozo 9 está erosionada en la base, tiene un espesor aproximado de

1900 pies. En este pozo la paleobatimetría representa un ambiente nerítico externo

(B. carapitano y Clavulina-17).Litológicamente está compuesta por areniscas en la

base y grandes espesores de lutitas hacia al tope, con un patrón de apilamiento

granodecreciente a lo largo de las secuencias, con arenas en la base de 20 pies de

espesor.

Se identificaron las formaciones Oficina de edad Langhiense en la base y la

Formación Carapita (con facies más marinas indicados por los paleoambientes) a

partir del TOP-5 y la Formación Freites (equivalente lateral de Carapita) pero con

facies más someras indicadores por la paleobatimetría del nerítico externo.

En el pozo 11 (14460-12697 pies) se observa la presencia de los palinomorfos: C.

vanraadshooveni, C.colombianus, P. triangulatus, R. brevis, B. hirsuta, O.

centrocarpum, H. zoharyi. En cuanto a los foraminíferos pláncticos se tienen G.

fohsi fohsi, G. peripheroronda (zona N10/9), G. fohsi robusta/lobata (zona N12/11)

ambas del Mioceno Medio.

Los foraminíferos bénticos presentes en la base de la secuencia son Amphistegina

spp., Planorbulinella trinitatensis, L. soldanii, Nummulites cf. trinitatensis indican

un ambiente costero a nerítico interno y hacia el tope se tienen Hanzawaia carstensi,

101

B. imporcata, B. multicostata y Planulina doherti que indican un ambiente nerítico

medio a batial superior.

Litológicamente se compone de areniscas y limolitas en la base, con un espesor de

lutitas presentando un patrón de apilamiento granodecreciente en arenas de 50 a 100

pies y seguido por un espesor de lutitas desde el TOP-5 hasta el tope de la secuencia

con 1200 pies de espesor.

En costafuera en el pozo 1 (5745-6674 pies) esta secuencia en su base comienza con

un cambio muy marcado tanto en fauna como litología. Los restos orgánicos más

importantes son corales, algas, (Halimeda y Lithotamniun), fragmentos de

equinoideos y macroforaminíferos (Miogypsina, Lepidocyclina, Nummulites). Esta

asociación representa probablemente la parte central de un complejo arrecifal

coralino. La ocurrencia de G. menardii (0-12,5 Ma) determina la edad de esta

secuencia como la parte superior del Mioceno Medio (Lagoven-Amoco, 1994).

En el pozo 2 (10758-12117 pies) se observa la presencia de G. insueta (15-18,8 Ma)

indicando el Mioceno Inferior. Según Lagoven-Amoco (1994) a 10740 pies existe

un cambio de lutitas fosilíferas grisáceas a marrones, con un incremento hacia la

base en el contenido de glauconita aumentando también el número de foraminíferos

calcáreos. Los bentónicos indican aguas profundas (plataforma exterior-parte

superior del talud). Los foraminíferos pláncticos más importantes vistos hacia el tope

de la secuencia en este intervalo son G. menardii, G. siakensis y desde 11325 pies G.

fohsi lobata y G. fohsi fohsi del Mioceno Medio.

El patrón de apilamiento es granodecreciente de base a tope indicando una

transgresión. Este intervalo se compara con las formaciones equivalentes Oficina en

la base y a partir del TOP-5 equivalente lateral de la Formación Freites.

Según los perfiles de COT_sr interpretados para los pozos, se pueden ver en esta

secuencia dos pulsos transgresivos o máximas transgresiones significativas las cuales

fueron considerados del Langhiense y Serravaliense (ambos del Mioceno Medio).

102

(Figura 5.18) Estos pulsos máximos transgresivos se ven evidenciados por la

presencia de materiales arcillosos (lutitas, arcillas) a lo largo de la secuencia, así

como la presencia de calizas en el pozo 1 en la secuencia C-2.

Figura. 5.18. Transgresiones del Langhiense y Serravaliense (Mioceno Medio) en el pozo 10

evidenciadas por los perfiles de Carbolog.

5.3.2.7 Secuencia D

Es la última tectonosecuencia de segundo orden definida en este estudio y

pertenece al Mioceno Tardío- Plioceno-Pleistoceno, la cual incluye cinco

secuencias de tercer orden D-1, D-2, D-3, D-4 y D-5 y cinco secuencias de cuarto

orden D-5a, D-5b, D-5c, D-5d y D-5e.

5.3.2.8 Secuencias D-1, D-2 y D-3

La secuencia D-1 de tercer orden se encuentra definida por los límites de

secuencia (SB) TOP-6 y TOP-7, la secuencia D-2 se encuentra definida por los

Serravaliense

Langhiense

GR COTRHOBDT

Serravaliense

Langhiense

GR COTRHOBDT

103

límites TOP-7 y TOP-8. La secuencia D-3 está definida entre los límites de

secuencia TOP-8 y TOP-9.

Estas secuencias se encuentran presentes en tierra (Delta Centro y Las Piedritas) y

fueron identificadas en los pozos 9, 10 y 11; mientras que en el área de costafuera

en los pozos 1 y 2 se encuentran presentes sólo la secuencia D-3; la secuencia D-1

sólo en el pozo 2 ya que fue probablemente erosionada por la discordancia mayor

denominada TOP-9 (Mioceno Tardío) producto del margen activo generado por el

paso de la placa del Caribe; más al norte en el pozo 4 (Anexo 15) se encuentra

presente sólo el tope de la secuencia D-3 y en el pozo 3 (Anexo 16) no llegó a

perforar ninguna de estas secuencias.

Todas estas secuencias fueron reportadas como Mioceno Tardío (Tortoniense) y

representan a la Formación La Pica, correlacionándose esta formación también

como equivalente lateral en costafuera.

En el pozo 10 se observa esta secuencia con su mayor espesor de 9821 pies y la

presencia de las 3 secuencias de 4to. Orden (D-5a, D-5b y D-5c). Se tiene la

presencia de los palinomorfos E. spinosus (11,2-0 Ma) y P. diederixi (11,2-0 Ma)

y los especímenes C. floridanus a 10991 (35-11,8 Ma); entre los foraminíferos

bénticos se tiene Textularia-22 y Trochaminna-18, no se reportan otras especies

dentro del intervalo.

El patrón de apilamiento tiene tres secuencias granocrecientes de 2500 a 3000 pies

siendo arenas lutíticas en la base y culminando con espesores de 50 pies de

areniscas al tope. La paleobatimetría indica ambientes de plataforma media a

externa en la base mientras que se va somerizando se tienen ambientes más

costeros a continentales. (Giffuni, 1995).

En el pozo 9 esta secuencia presenta un espesor de 7889 pies en el intervalo

17861-9972 pies, y se tiene la presencia del palinomorfo Pachidermites diederixi

(11,2- 0 Ma) indicando el Mioceno Tardío. En cuanto a los foraminíferos bénticos

104

se observa Eggerella-30 y Cibicides-18 que señalan un ambiente nerítico externo

a nivel de la secuencia D-1; a partir de 15000 pies hasta 12696 pies se van

somerizando los ambientes hasta pasar a un ambiente nerítico interno evidenciado

por la presencia de Textularia-22 y Trochammina-18 (secuencia D-2), y

profundizándose a partir de allí hasta 11750 pies, alcanzando un ambiente batial

medio. Se tiene la presencia de Alveovalvulinella suteri y Batysiphon carapitanus

hasta 10800 pies (secuencia D-3), a partir de allí, los ambientes varían de nerítico

externo a interno (Trocchamina-17, Buliminella picaensis). (figura 5.19)

Figura. 5.19. Carta cronoestratigráfica del pozo 9 (Anexo 11). Secuencias D-1, D-2 y D-3 de edad

Mioceno Tardío.

A rasgos generales se observan tres intervalos granocrecientes hacia el tope,

definido cada uno por una secuencia de cuarto orden, alcanzando su máximo en

una arena de espesores entre 40 y 60 pies.

En Delta Centro en el pozo 11 la secuencia presenta un espesor de 5988 pies

entre los 12697 y 6709 pies, se tiene la presencia de G. menardii (10,90-11,40 Ma

a 11800 pies) indicando una edad Mioceno Tardío dentro de la secuencia D-1 , a

8200 pies se tienen reportes de los palinomorfos E. spinosus (0-11,2 Ma), G.

magnaclavata (1,77-16,4 Ma), R. ovalis (1,77-54,8 Ma), F. longispinosus (1,77-

FOR

MAC

ION

EQU

IVAL

ENTE

TOPE GR COT LitologíaSecuencia de

2do, 3er y 4to ordenDT Vsha

le

RHOB Bioestratigrafía PaleobatimetríaSER

IE

EPOCA

PISO

FOR

MAC

ION

EQU

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ENTE

TOPE GR COT LitologíaSecuencia de

2do, 3er y 4to ordenDT Vsha

le

RHOB Bioestratigrafía PaleobatimetríaSER

IE

EPOCA

PISO

105

11,2 Ma), R. sommeri (1,77-23,8 Ma), C. columbianus (1,77-33,7 Ma), R.

brevis (0,8-33,7 Ma) B. baumfalki (0,8-54,8 Ma), estas asociaciones indican el

Mioceno Tardío de la zona E. spinosus- P. diederixi.

Los foraminíferos bénticos que están reportados a 9600 pies son Eggerella

forestensis, Haplophragmoides aff. narivaensis, Valvulina flexilis, Bathysiphon

sp., Alveovalvulina suteri, Cyclammina carinatum, Reticulophragmium

venezuelanum indicando una paleobatimetría batial.

El patrón de apilamiento es granocreciente hacia el tope en toda la secuencia

mostrando espesores de lutitas y paquetes de arena en el tope a 250 pies.

En el área de costafuera en el pozo 1 se observa sólo la presencia de la secuencia D-3

en el intervalo 5343- 5745 pies, a 5510 pies se tiene las siguientes especies de S.

mirabilis (0-33,7 Ma), N. lemniscata (0-54,8 Ma), O. israelianum (0-54,8 Ma), S.

brevispinosa (1,77-23,8 Ma), S. nephroides (0-54,8 Ma) y los foraminíferos

pláncticos O. universa (0-15,1 Ma), G. obliquus (4-16,4 Ma), G. trilobus (0-23,2

Ma), Gb. sacculifera (0-21,5 Ma), G. quadrilobatus (0-18,8 Ma), G. altispira

(4,6-18,8 Ma), G. venezuelana (4,18-45,8 Ma), S. seminulina (1,8-17,3 Ma), G.

menardii (0-12,5 Ma) y G. praemiocenica (2,3-10,6 Ma) indicando esta última el

Mioceno Tardío (Tortoniense), la paleobatimetría en este intervalo indica un

ambiente nerítico interno, evidenciado por la presencia de Cancris y Uvigerina. El

patrón de apilamiento es aserrado y sólo se observa la presencia de lutitas.

En el pozo 2 están presentes las secuencias D-1 y D-3 en el intervalo 8537 y

10758 pies del Mioceno tardío; la secuencia D-2 fue erosionada o no fue

depositada. Se tiene la presencia de Gr. variabilis (5,6-15,1 Ma) a 9050 pies,

indicando Mioceno Medio a Tardío.

Entre los foraminíferos bénticos se encuentran reportados Uvigerina, Lenticulina,

Bolivina y Buliminella que indican un paleoambiente nerítico externo a batial

superior.

106

Los sedimentos principales del intervalo son arcillitas no calcáreas de color verde

grisáceas, limolitas y areniscas de grano fino, ambas intercaladas con arcilitas.

Los nódulos de pirita también son frecuentes (Carpeta de pozo 2), a nivel de

patrón de apilamiento no se observa una tendencia clara a través del uso del GR.

En el pozo 4 se tienen 2000 pies de esta secuencia, el pozo no consiguió ver el

tope, no hay fósiles diagnósticos, sin embargo en trabajos previos en Punta

Pescador se reporta el Mioceno Tardío y un paleoambiente de batial medio a

inferior.

5.3.2.9 Secuencia D-4

Esta secuencia de tercer orden está definida entre los límites de secuencia TOP-9 y

TOP-11 y pertenece al Mioceno Tardío a Plioceno sin diferenciar.

En el área de tierra “onshore”, en el pozo 9 tiene un espesor de 3676 pies (9972-

6296 pies). Litológicamente a nivel de registro se observan espesores de areniscas de

máximo 50 pies intercaladas con espesores mayores de lutitas (70 a 100 pies).

El patrón de apilamiento es granodecreciente hasta alcanzar una superficie de

máxima inundación TOP-10 a 8422 pies, y luego granocreciente hasta 6800 pies, en

donde comienza a ser granodecreciente o transgresivo, indicando un espesor de

lutitas de aproximadamente 300 pies.

La paleobatimetría está indicada por los bénticos Milliammina sp. y Ammonia

beccarii que evidencian un ambiente continental con algunas variaciones costeras.

En el pozo 10 esta secuencia presenta las mismas características que en el pozo 9

pero con un espesor de 2266 pies (4930- 2664 pies), no se tienen fósiles que

indiquen edad o ambiente para estos pozos en reportes previos.

En el pozo 11 la secuencia presenta un espesor de 2143 pies (4566- 6709 pies) y el

TOP-10 o la superficie de máxima inundación se encuentra a 5997 pies.

107

En el área de costa afuera en el pozo 4 en Punta Pescador, esta secuencia presenta un

espesor de 4000 pies (9438-13445 pies), no se encontraron evidencias de fósiles

pero, la paleobatimetría en PDVSA (2008) indica una somerización de ambientes

hacia el tope de la secuencia desde batial medio a superior, pasando por ambientes

neríticos y en el tope de la secuencia un carácter continental-transicional,

litológicamente se tienen espesores de lutitas intercalados con areniscas y limolitas,

con un patrón de apilamiento agradante a granodecreciente de base a tope.

En el pozo 2 la secuencia tiene un espesor de 774 pies (7763-8537 pies), sólo se

reporta según Lagoven-Amoco (1994) la presencia de Gr. menardii (6,5-2,2 Ma)

restringida al Mioceno Tardío a Plioceno (zona N11.5-N18) así como la presencia

G. dehiscens a (0-5,7 Ma a 8460 pies) y S. seminulina (1,8-16,4 Ma).

Los foraminíferos bénticos indican un ambiente nerítico interno con la presencia de

Recurvoides obsoletum a 7920 pies y Alveolvalvulina suteri a 8100 pies indicando

un ambiente más profundo de batial superior a nerítico externo.

En el pozo 1 la secuencia presenta un espesor de 890 pies (4453- 5343 pies), no se

tienen fósiles reportados en estudios anteriores, aunque se habla de una

paleobatimetría continental a costera. La litología en el registro es completamente

lutítica.

Finalmente en el pozo 3 observamos esta secuencia con un espesor de 3000 pies

(11743- 14956 pies), dicho pozo no perforó la base de la secuencia.

En cuanto a los fósiles presentes fueron reportados por Sánchez (2004) P.

caribbiensis, D. brouwerii y D. variabilis a 14720 pies y una litología en el intervalo

13250 a 14960 pies, compuesto de areniscas de grano medio a grueso, muy mal

escogidas intercaladas con limolitas de color marrón oscuro, fragmentos de limolitas

color naranja, rojizo y microinclusiones carbonosas y minerales sulfurosos color

amarillo y yeso. Además de limo arenoso calcáreo con costras hematíticas.

108

Los géneros y especies bénticos reportados en este intervalo corresponden a:

Eggerella sp., Reticulophragmium sp., Glomospira charoides, Cribrostomoides

sp, Elphidium sp., Discorbis sp., Planulina sp., Sigmoilopsis sp., Bulimina strita

var mexicana. Las asociaciones de foraminíferos bénticos reportadas en este

intervalo corresponden a un ambiente nerítico de plataforma externa (Sánchez,

2004).

En el registro se observa un patrón de apilamiento, agradante con poco espesor de

areniscas intercalados con lutitas de aproximadamente 500 pies.

5.3.2.10 Secuencia D-5

La secuencia D-5 es de tercer orden y está definida entre los límites TOP-11 y TOP-

17 e incluyen cinco parasecuencias de cuarto orden D-5a, D-5b, D-5c, D-5d y D-

5e. Esta secuencia fue definida como Plioceno-Pleistoceno (Figura 5.20), sin

diferenciar el límite entre ambas edades. Dichas parasecuencias marcan el relleno

sedimentario de la cuenca hacia el este, influenciado por las fallas gravitacionales,

la tectónica de lodo y el gran aporte de sedimentos.

Figura 5.20. Secuencia deltaica progradante en los pozos del Plioceno -Pleistoceno.

O E

TOP-17

POZO-4 POZO-6POZO-3 POZO-5

O E

TOP-17

O E

TOP-17

POZO-4 POZO-6POZO-3 POZO-5

109

Estas secuencias se ven mejor expresadas en el área de progradación del delta,

principalmente en los pozos 3 y 4 que perforaron mayormente la secuencia del

Plioceno-Pleistoceno completa (casi hasta la profundidad final) por encontrarse en

la zona de fallas lístricas generadas por alto aporte sedimentario y con grandes

espesores de sedimentos (Figura 5.20)

En el pozo 10 (Las Piedritas) se tiene las secuencias D-5a, D-5b y D-5c con un

espesor total de 2664 pies. Litológicamente se observan en el registro espesores

de arena de 100 a 300 metros de espesor, con un patrón agradante en la base y

granodecreciente hacia el tope; los espesores de lutitas se van haciendo mayores a

medida que se someriza en la secuencia.

En el pozo 9 están presentes las secuencias D-5a, D-5b y D-5c con un espesor

total de 6296. Litológicamente se observan lutitas en la base con espesores de

hasta 500 pies, y espesores de arenas entre 50 y 90 pies aproximadamente, el

patrón de apilamiento es granocreciente hacia el tope, lo que indica una

progradación de la secuencia. No se tienen evidencias o registros de fósiles

datadores de edad, pero si la presencia de foraminíferos bénticos como A. beccarii

que indican un paleoambiente continental a costero.

En el área de Delta Centro, en el pozo 11 están presentes todas las secuencias de 4to.

orden D-5a, D-5b, D-5c, D-5d y D-5e con un espesor aproximado de 4586 pies y

un patrón agradante con espesores de arenas de hasta 300 pies en la base

haciéndose menores hacia el tope e intercaladas con lutitas.

Entre los palinomorfos se encuentran presentes E. mcneilly, G. magnaclavata,

Maravenites polyoratus, F. spinosus y R. evansii, este último indicando el

Plioceno-Pleistoceno, el paleomabiente pasa de ser continental en la base y

costero hacia el tope; se tiene la presencia de Hedyosmum y Cyperaceae.

110

En los pozos 1 y 2 (zona de margen pasivo al sureste) se tiene presentes todas las

secuencias de cuarto orden con espesores entre 4453 y 7763 pies respectivamente,

con un patrón granocreciente hacia el tope.

Litológicamente se tiene la presencia de lutitas en la base con espesores entre

2000 y 2500 pies. Las arenas empiezan con espesores de 40 pies incrementándose

hacia el tope con 300 pies y hasta 500 pies en el pozo 1; la tendencia de estas

arenas hacia el tope es agradante.

Bioestratigráficamente se tiene la presencia de los palinomorfos G. magnaclavata,

N. lemniscata y S. nephroides, la asociación Cyperaceae que indica un ambiente

continental a costero.

En el área de progradación del delta del Orinoco en los pozos 3 y 4 se observan

los mayores espesores de esta secuencia 11743 y 9436 pies respectivamente, con

un patrón granocreciente hacia el tope y mayores espesores de arena. Se observa

hacia el este (sentido de la progradación) la presencia de arena pero con intervalos

más lutíticos.

La presencia de A. verus y P. caribbiensis muestran el Plioceno-Pleistoceno. En

cuanto a los paleoambientes en el oeste (Pozo 4) son más continentales y costeros

y más hacia el este (Pozo 3) tienden a ser de nerítico externo a interno, se tienen

los bénticos Bulimina margarita, Uvigerina, Bolivina sp., Nonionella atlantica.

5.4 MODELO PALEOAMBIENTAL

Para el modelo paleoambiental se utilizaron ocho mapas desde el Cretácico al

Pleistoceno. Se tomó en cuenta la paleobatimetría y ambientes, de mapas

generados previamente (Lagoven-Amoco, 1994; Di Croce, 1995; PECA, 2000;

Santiago et al. 2009) para comprender la evolución de la cuenca y sus diferentes

estadios tanto a nivel estructural como a nivel estratigráfico y sedimentológico.

111

Desde el Cretácico al Paleógeno el margen pasivo de la cuenca Oriental de

Venezuela estuvo bajo los efectos de una subsidencia termal, recibiendo

sedimentos siliciclásticos que se depositaron en un ciclo principalmente de

carácter transgresivo asociado al efecto “greenhouse” relacionado con subidas

eustáticas del nivel del mar.

5.4.1 Cretácico Temprano

Este período está asociado a un ambiente de tipo “margen pasivo” asociado a un

evento de “greenhouse” con variaciones eustáticas menores del nivel del mar.

Esta secuencia se identificó en el pozo 1 y se ve parcialmente en los pozos 2, 10 y

11.

Con base en los datos obtenidos tanto en los pozos 1 y 2 como en la sísmica, se

interpreta que estas unidades son de carácter continental a transicional, compuesto

principalmente por areniscas depositadas en un ambiente que varía de norte a

noreste entre plataforma interna a externa. La sedimentación en esta área es

principalmente continental a transicional (Figura 5.21).

Figura 5.21. Mapa paleoambiental para el Cretácico Temprano en el área de estudio.(Tomado y

modificado de PECA, 2000).

112

5.4.2 Cretácico Tardío

Durante del Cretácico Tardío (Figura 5.22) fueron depositadas las areniscas

regresivas de la Formación San Juan (Maastrichtiense) en un margen pasivo con

dirección de sedimentación de sur a norte, seguido por una subida eustática del

nivel de mar, los ambientes son principalmente de plataforma media a talud.

Figura 5.22. Mapa paleoambiental para el Cretácico Tardío en el área de estudio..(Tomado y


5.4.3 Paleoceno y Eoceno

Las unidades Paleoceno y Eoceno en la Plataforma Deltana consisten en una

secuencia lutítica de aproximadamente medio segundo de espesor total

depositadas en un ambiente de plataforma externa a marina (PECA, 2000).

Estas unidades se encuentran presentes sólo en costafuera, están ausentes tanto en

el área de Las Piedritas como en Delta Centro, sólo se evidencia en un pozo

ubicado al norte de Monagas según Di Croce (1995).

La depositación para esta época corresponde a la sedimentación de facies

sedimentarias de talud durante el Paleoceno con la Formación Vidoño y la

plataforma externa durante el Eoceno con la Formación Caratas, con aporte en

113

dirección norte-sur. Los depósitos de calizas eocenas en el norte de Monagas

corresponden a una barrera arrecifal costera cuyos equivalentes laterales pueden

existir más al este (Figura 5.23).

Figura 5.23. Mapa paleoambiental para el Paleoceno-Eoceno en el área de estudio.(Tomado y


5.4.4 Oligoceno Tardío a Mioceno Temprano

El final de la fase de margen pasivo en el Oligoceno es un período importante de

depositación de posibles rocas reservorios. Usando las reflexiones sísmicas, Prieto

(1987) en PECA (2000) describe la unidad Oligoceno como una cuña o prisma de

plataforma marginal, progradante hacia el norte y que solapa hacia el sur sobre la

discordancia del Eoceno. Evidencias de esta truncación erosional confirman que la

cuña oligocena se restringe hacia el sur de la Plataforma Deltana, presentándose

en forma paralela a la línea de costa. Hacia el norte pudiera haber sido erosionada

o alternativamente no se depositó, aunque en el pozo 2 el Oligoceno no fue

detectado y se considera ausente ya sea por erosión o no depositación, no es

descartable la presencia de sedimentos del Oligoceno en el norte, de acuerdo a Di

Croce (1995), esta secuencia corresponde a una sección condensada buzamiento

abajo del remanente erosional perforado por el pozo en cuestión (Pozo 1).

En el pozo 1 la secuencia se compone en su base por lutitas glauconíticas con

abundantes fósiles que gradan a calizas. La parte superior consiste en una

114

secuencia progradante de areniscas de grano medio a grueso de color blanco.

Usando datos paleontológicos, litológicos y sísmicos, el Oligoceno se interpreta

como una unidad progradante en un ambiente marino somero a deltaico (figura

5.24).

La siguiente fase corresponde a los depósitos del período Oligoceno Tardío–

Mioceno Temprano y éstos están presentes en Las Piedritas y Delta Centro,

representando facies fluvio-costeras arenosas (Formación Merecure) y separados

por un intervalo más lutítico que está asociado a la transgresión marina del

Chatiense (~ +70m, Miller et al., 2005). En el área de costafuera en la zona de

margen pasivo un complejo arenoso progradante hacia el noreste indica la

presencia de pequeños abanicos fluviales a deltaicos probablemente relacionados

con cuenca de drenaje del escudo de Guayana durante este período.

Esta fase está asociada con el inicio del evento de “icehouse” y las formaciones

fueron depositadas en una fase inicial transgresiva, la dirección de depositación

cambia desde el suroeste al noreste y comienza el margen activo con el desarrollo

del “foredeep”.

Figura 5.24. Mapa paleoambiental para el Oligoceno Tardio a Mioceno Temprano en el área de

estudio. (Tomado y modificado de PECA, 2000).

115

5.4.5 Mioceno Temprano a Medio

Di Croce (1995) en su interpretación de la sedimentación del Mioceno, identificó

las tres unidades que lo componen. La secuencia inferior, localizada hacia el sur-

sureste, consiste en una plataforma carbonática delgada compuesta por calizas

micríticas coralinas y lutitas limosas color oliva. Análisis paleontológicos indican

que estos sedimentos fueron depositados en un ambiente nerítico externo a batial

superior. (Figura 5.25)

Esta fase corresponde a las dos transgresiones marinas mayores del terciario:

durante el Langhiense, la depositación de facies sedimentarias de arenas costeras

en el sur de Monagas (Formación Oficina) está marcada por un intervalo lutítico

asociado a la transgresión que ocurre durante el Langhiense (~+30 m, Miller et

al., 2005). Por otro lado, la profundización de ambiente entre las formaciones

Oficina y Freites debe corresponder a la transgresión marina del Serravaliense

(~+30 m, Miller et al. 2005).

Figura 5.25. Mapa paleoambiental para el Mioceno Temprano a Medio en el área de estudio.

(Tomado y modificado de Santiago et al., 2009).

116

La unidad del Mioceno Medio que se ubica en la mayor parte del área de estudio,

tiene unos 600 pies de espesor y está compuesta por lutitas de color verde oliva

que sugieren un paleoambiente de plataforma externa.

Estas dos transgresiones fueron identificadas en el pozo 10 ubicado en el área de

Las Piedritas a través del registro de COT.

5.4.6 Mioceno Tardío

El margen activo de la Plataforma Deltana comenzó durante el Mioceno Tardío,

cuando el margen pasivo suramericano colisionó con el frente transpresional de la

placa Caribe. Una gran cuña de sedimentos del Neógeno con tres tipos de origen

cubrió toda el área y llenó la cuenca antepaís. La primera fuente de sedimentos

proviene del macizo Guayanés, la segunda del cinturón plegado de Trinidad y la

tercera de sedimentos más antiguos localizados al oeste, erosionados y

transportados por el proto-Orinoco (Di Croce, 1995).

La secuencia regresiva del Mioceno Tardío está cortada por profundos valles

incisos o cañones submarinos de gran escala, que se disponen de oeste a este y

que erosionaron gran parte de los sedimentos miocenos. El tamaño de estos

cañones está en el orden de 8 a 10 Km de ancho y 500 m de profundidad. Prieto

(1987) explica la formación de los cañones con un modelo sub-aéreo, la presencia

de grandes ríos y una importante caída del nivel del mar aumentada por efectos

tectónicos que provocaron su formación, aproximadamente a los 5.5 Ma (límites

de secuencia de Haq et al., 1988, Di Croce, 1995). Estratigráficamente los

cañones fueron rellenados con material de derrumbe y con lodo hemipelágico,

caracterizado por lutitas verde oliva con abundantes foraminíferos, capas delgadas

de material turbidítico y areniscas de grano fino. Los sedimentos fueron

depositados en un ambiente marino con profundidades de agua batial medio a

superior, caracterizado por la presencia de los abanicos submarinos por debajo del

pie de talud.

117

Hacia el centro de la cuenca, utilizando los datos de los pozos 1 y 2, se reporta

una litología compuesta por lutitas grises intercaladas con areniscas finas. La

depositación de la Formación La Pica marca la llegada del “Proto-Orinoco” en el

área de estudio, desde el oeste hacia el este a partir del Mioceno Tardío (Figura

5.26).

Figura 5.26. Mapa paleoambiental para el Mioceno Tardío en el área de estudio. .(Tomado y


5.4.7 Plioceno

La secuencia del Plioceno ocupa la mayor sección en el área de la Plataforma

Deltana en las regiones del margen pasivo y en las provincias del norte.

Estructuralmente mantiene un buzamiento suave hacia el NE, similar a las

unidades subyacentes, y alcanza un espesor máximo en tiempo entre 5 y 5,5

segundos. En las zonas vecinas a los pozos 5 y 6 existe un alto estructural o

“rollover”, de acuerdo al mapa estructural de la base del Plioceno (tope del

Mioceno Tardío); esta unidad alcanza la máxima profundidad conocida de 16000

pies cercana al pozo 3. No existen otros pozos hacia el extremo NE que hayan

penetrado el tope del Plioceno.

Estratigráficamente, las zonas de margen pasivo al sur y la zona de fallas lístricas

se caracterizan por la existencia de una serie de parasecuencias que progradan

118

generalmente en una dirección suroeste-noreste indicando principalmente el

relleno sedimentario molásico característico de esta edad.

La secuencia Plio-Pleistoceno se caracteriza por dos caracteres sísmicos

sedimentarios principales. Primeramente en la base, la sísmica muestra una facies

caótica progradante. Por el contrario, en secuencias más jóvenes, los caracteres

sísmicos están representados por clinoformos y por secuencias paralelas (Di

Croce, 1995).

Durante el Plioceno Medio a Superior hubo un incremento en el suministro de

clásticos finos provenientes del delta del Proto-Orinoco, el cual comenzó a

progradar en sentido OSO-ENE. Los sedimentos fueron depositados en un

ambiente de aguas someras. En la base de la secuencia del Plioceno Superior los

sedimentos aumentan en tamaño de grano, consistiendo en areniscas de grano fino

a medio intercalados con limolitas grises y lutitas. Hacia el tope los sedimentos

corresponden a una secuencia progradante de areniscas finas a gruesas con

abundantes fragmentos de fósiles, madera, chert, pelets y nódulos de pirita (Di

Croce, 1995). El Plioceno está presente en toda la cuenca y corresponde a la

depositación de las facies sedimentarias fluvio-deltaicas de gran espesor

(Formación Las Piedras) del “Proto-Orinoco” el cual está progradando hacia el

NE. Las facies lutíticas que existen en los pozos 1 y 2 indican que el delta no

estuvo presente en esta área durante el Plioceno Temprano. (Figura 5.27)

119

Figura 5.27. Mapa paleoambiental para el Plioceno en el área de estudio. .(Tomado y modificado

de PECA, 2000).

5.4.8 Pleistoceno

En general el ambiente de depositación del Pleistoceno es transicional a nerítico

externo. De acuerdo con Prieto (1987), el lado deprimido de las fallas lístricas se

caracteriza por la ausencia de facies fluviales y por una expansión de depósitos del

frente deltaico cuyos sedimentos son depositados del margen de la plataforma

hacia la zona del talud superior. De acuerdo a lo expuesto anteriormente, los

sedimentos del Pleistoceno son variables, similares a los del Plioceno Superior,

pero aumentando su contenido de arcillas y limolitas hacia el NNE lo cual indica

la separación de la fuente de aporte de sedimentos (Figura 5.28).

Estos depósitos están presentes en toda el área y corresponden a las facies

sedimentarias modernas que son fluviales (Formación Mesa) en la parte oeste

(Monagas) y deltaico (Formación Paria) en la parte costafuera del Este (cuenca de

Columbus y zona sur de Margen Pasivo). Las grandes caídas del nivel del mar del

Plio-Pleistoceno (Miller et al., 2005) pudieron generar una migración del delta

hacia el borde de la plataforma y transformar el delta en “Shelf Edge Delta”

favoreciendo la transferencia de arena por flujos turbidíticos en el talud y/o el alto

120

continental (Posamentier et al., 1988; Van Wagoner et al., 1990). Méndez (2000)

identificó una morfología en el delta del Orinoco durante el último periodo de

glaciación (LGM). Además, si el flujo fluvial de sedimentos aumenta, la

depositación de turbiditas en el ambiente profundo no está necesariamente

asociada con una caída del nivel del mar sino con una transgresión (Burgess and

Hovius, 1998) como se observó en el delta de Amazonas, de Missisipi (Kolla and

Perlmutter, 1993) o del Bengal (Weber et al., 1997).

Existen entonces muchas probabilidades de depósitos turbiditicos arenosos al este

del área de margen pasivo y también al este del paleo-margen Cretácico.

Figura 5.28. Mapa paleoambiental para el Pleistoceno en el área de estudio. (Tomado y


5.5 CUADRO CRONOESTRATIGRÁFICO GENERADO PARA EL ÁREA DE

ESTUDIO

El cuadro cronoestratigráfico secuencial (Anexo 17) representa en cierto modo un

resumen del trabajo. Esta carta que se realizó sobre el transecto regional oeste-este

incluye el área de Las Piedritas pasando por Delta Centro, Punta Pescador e

incluyendo los pozos 3, 4, 5, 6, 7, 8 y 11 y cubre una distancia aproximada de 300

km.

121

Dicho cuadro tiene la ventaja de tener la interpretación sismoestratigráfica más

detallada y controlada por los pozos que tienen buena información litológica,

bioestratigráfica y de registros.

El cuadro cronoestratigráfico realizado para este estudio se basó en los datos

bioestratigráficos disponibles en el área de estudio provenientes de proyectos

realizados en años anteriores y que se irán citando a lo largo del capítulo.

Las discordancias y superficies de los estratos depositados en el área de estudio

están expresadas en la carta o cuadro cronoestratigráfico (Anexo 12) realizado

para el transecto oeste-este que incluye la transición entre tierra y costafuera,

donde puede observarse en detalle la distribución de facies a lo largo de la

dirección de sedimentación entre tierra y costafuera en una dirección aproximada

oeste-este.

5.5.1 Descripción de secuencias

5.5.1.1 Basamento

No fue estudiado en detalle en este estudio por no observarse una resolución clara

del mismo, pero se incluye una breve descripción: mas de 50 pozos en el área

confirman que el basamento es de edad Pre-Cámbrico cristalino del Escudo de

Guayana, compuesto principalmente de rocas metaígneas y metasedimentarias en

facies de anfibolita a granulita penetradas por intrusiones de granito (Feo

Codecido et al., 1984 en Di Croce, 1995).

5.5.1.2 Margen Pasivo

Se observó la secuencia cretácica inferior desde costafuera hasta el área de Delta

Centro con una paleobatimetría de ambientes transicionales, mientras que el

Cretácico Superior está presente a lo largo de todo el transecto, el Cretácico fue

122

depositado durante un ciclo transgresivo-regresivo de largos períodos

relacionados con la apertura del océano Atlántico que comenzó en la mitad del

Jurásico Tardío, alcanzando su máximo pico en el Turoniense (Vail et al., 1977,

Hallam et al. 1985, Haq et al., 1988 en Di Croce, 1995) y finaliza con una fase

regresiva post-Turoniense la cual está todavía activa.

Este ciclo se observa mejor en la parte de costafuera al sureste. En tierra

(‘onshore’) el avance del Cretácico Inferior se presenta como una delgada cuña de

clásticos que fue depositada durante un desplazamiento de la línea de costa con

una geometría retrogradacional correspondiente a la “fase transgresiva o de

backstepping” (Cramez and Vail, 1990 en Di Croce, 1995). Esta secuencia fue

perforada por el pozo 1.

5.5.1.3 Cretácico Superior (Edad 98.9- 65 ma)

El Cretácico Superior se observa en toda la cuenca y según Di Croce (1995) está

caracterizado por un progresivo desplazamiento hacia aguas afuera de la línea de

costa con geometrías progradacionales que corresponden a una fase “regresiva o

forestepping”. En costafuera en la zona de margen pasivo los sedimentos en las

unidades regresivas alcanzan un espesor máximo de 5 a 6 km en la plataforma

externa y se van adelgazando hacia el océano Atlántico.

El régimen de margen pasivo culmina con la depositación de ciclos en el

Paleógeno, caracterizados como delgadas cuñas progradantes siliciclásticas y

extensas secciones condensadas, estos ciclos están truncados por la discordancia

basal del foredeep.

En la carta se reflejan ‘onlaps’ en dirección oeste (área de Delta Centro) marcando

inicialmente una transgresión inicial seguida por depósitos regresivos,los cuales se

asemejan a los descritos por Miall (1997) para el margen pasivo. (Figura 3.6 , ver

capítulo 3).

123

5.5.1.4 Paleoceno (65- 54.8 ma) y Eoceno (54.8- 33.7

ma)

En el cuadro cronoestratigráfico estas secuencias están presentes sólo en el área

costafuera, al sureste en la zona de margen pasivo; según Di Croce (1995) esta

secuencia fue erosionada o no depositada en tierra, aunque hay un pozo cercano al

norte de Las Piedritas que reconoce parte de esta secuencia, unos 1300 pies de

Eoceno Medio a Superior reportando lutitas pelágicas y areniscas, dicho pozo no

fue incluido en este estudio.

En la carta se observan terminaciones del tipo ‘toplap’ hacia el oeste indicando la

ausencia hacia el área de tierra, y terminaciones ‘downlap’ sobre el tope del

Cretácico Tardío. La paleobatimetría indica ambientes que varían de nerítico

externo a batial superior.

5.5.2 Margen Activo

A partir del Oligoceno Tardío se inicia la fase de margen activo o “foredeep”,

observándose al mismo tiempo el inicio de la progradación deltaica desde el oeste,

evidenciada por el sistema de fallas lístricas en el área Las Piedritas.

5.5.2.1 Oligoceno (33.7-23.8 ma)

El Oligoceno se encuentra depositado en toda el área desde Las Piedritas hasta la

cercanía de la zona de fallas lístricas, excepto en el área de costafuera al sur en la

zona de margen pasivo, donde sólo ha sido reportada una cuña que fue perforada

por el pozo 1 (Anexo 2). En la carta se observan terminaciones del tipo “downlap”

y “onlap” hacia la zona de la Fachada Atlántica. El límite superior de esta

secuencia TOP-4 (Discordancia Oligoceno) se correlaciona con la discordancia

propuesta por Di Croce (1995) como la discordancia basal del “foredeep” que

124

separa las unidades tectonoestratigráficas del “foredeep” de las unidades del

margen pasivo infrayacente.

Esta unidad fue depositada en un ambiente de condiciones marino-someras

asociadas a una plataforma carbonática.

Este estudio propone además la presencia del Oligoceno en el área de tierra, el

cual se encuentra en posición estratigráfica y no como retrabajo como se ha

interpretado anteriormente, (PDVSA, 2007); así lo demuestran los fósiles

presentes y los perfiles de COT generados para los pozos presentes en la zona de

Las Piedritas.

5.5.2.2 Mioceno Inferior (23.8-16.4 ma) y Mioceno

Medio (16.4-11.2 ma)

El Mioceno Inferior a Medio se presenta una secuencia delgada depositada sólo en

el área de tierra, la cual se acuña entre el área de Delta Centro y Punta Pescador en

la zona de quiebre de plataforma y/o transición de tierra a costafuera. En este

período se observa el nivel de despegue de las fallas lístricas presentes en el área

de Las Piedritas a nivel del Oligoceno Tardío.

Se observa una progradación de oeste a este reflejado por diferentes truncaciones

de tipo “onlap” en la base, lo cual indica de cierta manera una transgresión

seguida de una regresión que marca el inicio de la progradación deltaica. La

paleobatimetría varía de ambientes más profundos de batial inferior a medio hasta

nerítico externo a medio a medida que se prograda hacia el este; esto se relaciona

con las transgresiones del Langhiense y Serravaliense identificadas por

electrofacies.

En la sección del Mioceno Superior se realizó un detalle con las secuencias, las

cuales fueron calibradas con los ciclos TEJAS TB3 ya que corresponden a los

ciclos eustáticos propuestos por Haq et al. 1987. Estas secuencias se realizaron en

125

una escala gráfica mayor de tiempo geológico en la carta cronoestratigráfica con

el fin de observar las terminaciones en la sísmica (onlap, toplap y truncaciones) y

la geometría de depositación de los cuerpos sedimentarios.

5.5.3 Mioceno Superior (11.2-5.32 ma)

Las secuencias de este período fueron depositadas durante el Tortoniense donde

se identifican dos ciclos TB 3.1 y TB 3.2 y un ciclo en el Serravaliense

correspondiente al TB 3.3.

5.5.4 Secuencia D1-a (Ciclo TB 3.1)

Esta secuencia se depositó entre los 11,2 y 8,2 Ma y en dirección progradante

hacia el este, indicando retroceso en el nivel del mar en la zona de Las Piedritas.

En los pozos 7 y 8 se observa una zona de fallas lístricas, la cual refleja la

continuación de la progradación del delta en el Oligoceno Tardío a Mioceno

Tardío, luego la secuencia prograda casi hasta la zona de Punta Pescador pasando

por Delta Centro, observándose diferentes terminaciones de “onlap” y

truncaciones al tope de cada una de las capas, finalmente el nivel del mar vuelve a

avanzar pero no puede observarse la secuencia transgresiva depositada pues está

erosionada por eventos posteriores o no fue depositada.

La secuencia siguiente ocurrió entre los 8,2 y 7,12 Ma correspondiente al ciclo TB

3.2, conservando la misma geometría de depositación que la secuencia anterior

pero extendiéndose más hacia el área de Punta Pescador en un sentido progradante

hacia el este. La secuencia regresiva siguiente puede estar erosionada por la

secuencia siguiente o no fue depositada. Di Croce (1995) refiere una posible

máxima transgresión (alrededor de los 7 Ma) correlacionada con un evento de

Haq. et al., 1988. La paleobatimetría varía de nerítico externo a nerítico medio,

llegando alcanzar al tope ambientes batiales superiores.

126

El ciclo TB 3.3 depositado en el Messiniense se encuentra presente en toda la

cuenca depositada de oeste a este y con un gran espesor que comienza a partir del

quiebre de plataforma. En la línea sísmica puede verse que fue depositado en

progradación un gran espesor de esta secuencia, esto puede deberse al espacio

creado en la cuenca antepaís en el ‘foredeep’, generándose una gran subsidencia y

el espacio suficiente para el depósito de los sedimentos; hacia el tope gran parte

de estos son erosionados por la discordancia del Mioceno (color amarillo)

denominada como TOP-9, donde se observan secuencias erosionadas o truncadas

por dicha erosión.

En esta secuencia tenemos ambientes más continentales hacia el oeste o el área de

tierra mientras que hacia el área de costafuera se tienen ambientes nerítico externo

a batiales.

5.5.5 Plioceno Inferior

5.5.5.1 (Zancleense 5.32- 3.58 ma)

En el Plioceno Inferior se pueden distinguir claramente dos secuencias

correspondientes a los ciclos TB 3.4 y TB 3.5.

En la secuencia correspondiente al TB 3.4 se observa la presencia del Plioceno a

lo largo de toda la cuenca, incluyendo la zona de fallas lístricas del delta. No se

observa una tendencia clara de depositación, aunque se observan ciertos “onlaps”

indicando la base de la secuencia y la erosión sobre la que se depositaron. La parte

superior de esta secuencia, tal cual como fue aquí identificada, no se extiende

hasta la zona de fallas lístricas.

El siguiente ciclo depositado corresponde al TB 3.5 al tope del Zancleense el cual

se encuentra presente en toda la cuenca. Según la geometría de los cuerpos

identificados, se observa que esta secuencia fue erosionada en el tope por la

siguiente discordancia (3,58 Ma identificada como TOP-11).

127

5.5.6 Plioceno Superior

5.5.6.1 (Piaciense 3.58-2.60 ma)

En este período se deposita una secuencia correspondiente al TB 3.6 y

aparentemente se observa una secuencia de mayor espesor depositada en un

intervalo de tiempo corto. Se encuentra presente desde el área de delta centro

hasta costafuera y posiblemente fue depositada durante una transgresión. Los

ambientes varían de continentales-transicionales hacia más profundos hacia el

este.

5.5.6.2 (Gelasiense 2.60- 1.77 ma)

Secuencia comprendida entre el TOP-12 y TOP-13 corresponde muy bien con el

ciclo TB 3.7. La parte superior de esta secuencia parece que fue depositada en un

período transgresivo o de subida del nivel del mar.

5.5.6.3 Pleistoceno (Calabriense 1.77- 0.95 ma e

Ioniense 0.95- 0 ma)

Finalmente en el Pleistoceno se tienen tres secuencias correspondientes a los

ciclos TB 3.8, 3.9 y 3.10. El ciclo TB 3.8 está presente en todo el transecto desde

Las Piedritas hasta costafuera. Posiblemente fueron depositadas en progradación

en dirección suroeste-noreste.

El ciclo TB 3.9 está presente desde Delta Centro hacia costafuera y el ciclo TB

3.10 está presente en todo el transecto.

128

5.6 PROGRADACIÓN DELTAICA Y SU RELACIÓN CON LA

DISTRIBUCIÓN DE RESERVORIOS

Finalmente se identificaron 3 períodos de la progradación deltaica:

Inicialmente en el Oligoceno Tardío la secuencia C-1 y parte de la secuencia C-2

muestran el final de la fase transgresiva finalizando en una superficie transgresiva.

La secuencia inferior C-1 es rica en arena, y representa la máxima progradación

hacia el este de la cuña clástica en el Mioceno Temprano como resultado del

avance del frente de deformación en el norte.(Figura 5.29)

A partir de la secuencia C2 y parte de la secuencia D-4 se muestra una fase de

progradación de la plataforma a lo largo de cuatro supersecuencias transgresivo-

regresivas de un sistema deltaico. Durante este ciclo decrece el aporte de

sedimentos desde la parte sur del cratón el cual está representado por ambientes

neríticos a batiales.

Un nuevo pulso de sedimentos tiene lugar durante la secuencia D-5 (a-e) y una

nueva progradación puede ser observada. La secuencia D-5 es rica en arenas hacia

el oeste y representa profundidades más someras hacia tierra. Mientras que hacia

el este la sedimentación está cubierta por lutitas de aguas profundas,

probablemente representando la culminación de las tasas de subsidencia en el

desarrollo de la cuenca de antepaís, representando el relleno de la Fachada

Atlántica con la presencia de clinoformos del Plioceno-Pleistoceno.

Las grandes caídas del nivel del mar del Plioceno-Pleistoceno (Miller et al., 2005)

pudieron generar una migración del delta hacia el borde de la plataforma y

transformar el delta en “Shelf Edge Delta” favoreciendo la transferencia de arena

por flujos turbiditicos en el talud y/o el alto continental (Posamentier and Vail,

1988; Van Wagoner et al., 1990).

129

Existen entonces muchas probabilidades de depósitos turbiditicos arenosos al este

del área Orinoco-Guarao y también al Este del paleo-margen Cretácico.

Los valores de porosidad determinados en el área de estudio por petrofísica para las

arenas en las secuencias de cuarto orden tienden a ser de entre 25 y 30 %

considerándose como posibles desarrollos prospectivos (Cortez et al., 2010)

Resumiendo finalmente, el Plioceno-Pleistoceno en general en la cuenca oriental

de Venezuela está caracterizado por un margen de alto aporte de sedimentos

asociado a un efecto de ‘icehouse’ o de glaciación indicando un bajo riesgo para

la construcción del ‘shelf edge’ producido por la progradación deltaica hacia el

este en el delta del Orinoco lo que da más certeza de conseguir reservorios del tipo

batial como lo indica la paleobatimetría en la carta cronoestratigráfica.(Anexo 2,

Figura 5.29).

En la figura 5.30 se puede observar la correlación estratigráfica, la cual junto con

el transecto sísmico regional fue generada la carta cronoestratigrafica.

130

.

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)

131

Figura 5.30. Correlación estratigráfica regional mostrando la migración del delta de oeste a

este.(VER ANEXO 18 PARA MAYOR DETALLE)

5.7 POSIBLES TRAMPAS ESTRUCTURALES Y ESTRATIGRÁFICAS

IDENTIFICADAS

De acuerdo con la interpretación sísmica y el estudio estratigráfico secuencial, las

trampas de tipo estructural van a predominar en la parte norte de la zona de

estudio, mientras las trampas estratigráficas se encontrarán principalmente hacia

la parte sur, debido a la escasez de estructuración.

Cinco tipos de trampas estructurales fueron identificadas, las cuales son:

a) Fallas lístricas de crecimiento, principalmente localizadas en el

Plioceno-Pleistoceno en el área de costafuera.

b) Amplios anticlinales que afectan el Neógeno.

c) Fallas normales en el Cretácico y Paleógeno.

d) Fallas inversas asociadas a pliegues que afectan el Cretácico y el

Paleógeno,

e) Diapiros de lodo en el Terciario.

Las principales trampas estratigráficas definidas en la sísmica corresponden a:

Acuñamiento de la sección del Oligoceno.

23 10 8 711

4

2840 3

3413

O E32

41

Las Piedritas Delta Centro Punta Pescador Plataforma Deltana

10 5 10 81 80 41 21 55

8

1018 43

383 km

C1-y parte de C2

C2 a D3 D4 a D5)

23 10 8 711

4

2840 3

3413

O E32

41


10 5 10 81 80 41 21 55

8

1018 43

383 km

23 10 8 711

4

2840 3

3413

O E32

41


10 5 10 81 80 41 21 55

8

1018 43

383 km

C1-y parte de C2

C2 a D3 D4 a D5)

132

a) Depósitos turbidíticos del Mioceno Superior, asociados a la

discordancia del Mioceno Medio y del Plioceno y a la progradación

del sistema deltaico hacia el este.

b) Relieves morfológicos definidos por la discordancia del tope del

Mioceno.

OPORTUNIDADES

Además de las oportunidades exploratorias ya conocidas en el área, se pueden

definir las cuatro siguientes:

a) Los acuñamientos del Oligoceno-Mioceno hacia el suroeste.

b) Los rellenos de los valles incisos generados durante el Mioceno Tardío

pueden constituir buenas trampas.

c) Los cuerpos de turbiditas relacionados con el delta pueden también,

constituir buenas trampas estratigráficas.

d) Los hidrocarburos entrapados por debajo de las lutitas del Mioceno

Temprano a Medio.

133

CAPITULO 6

6 CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES

1. Se estableció un modelo estratigráfico secuencial para el área de estudio

entre la transición de tierra y costa fuera desde el Cretácico hasta el

Pleistoceno.

2. Se identificaron cinco secuencias de segundo orden, siete secuencias de

tercer orden y cinco secuencias de cuarto orden, estas últimas indican la

depositación del Pleistoceno.

3. Se identificaron los estilos estructurales en el área de estudio: en el área de

Punta Pescador caracterizada por fallas inversas y plegamientos al este, la

plataforma pasiva sur-central donde destaca la presencia de fallas normales

con rumbo SSO-NNE y la zona de fallas lístricas al noreste indicando la

progradación deltaica.

4. El intervalo Oligoceno - Pleistoceno está representado por seis secuencias

de tercer orden las cuales marcan las fases de subsidencia y relleno

sucesivo de la cuenca. El Plioceno-Pleistoceno tiene una arquitectura de

alta frecuencia (cuarto orden) creadas por la progradación del delta hacia

el este.

5. Se generó un cuadro cronoestratigráfico secuencial. realizada sobre el

transecto regional oeste-este que incluye el área de Las Piedritas pasando

por Delta Centro, Punta Pescador cubriendo una distancia aproximada de

300 Kms. Dicho transecto tiene la ventaja de tener la interpretación

sismoestratigráfica más detallada y controlada por los pozos que tienen

134

buena información litológica, bioestratigráfica y de registros. Se puede

observar la distribución de facies y la paleobatimetría.

6. Se estableció la analogía de la etapa de margen pasivo desde el Cretácico

hasta inicios del Oligoceno bajo un efecto “greenhouse” relacionado con

subidas eustáticas del nivel del mar y la etapa de margen activo o

“foredeep” a partir del Oligoceno Tardío con “icehouse” relacionado con

una bajada relativa del nivel del mar, esto asociado con regresión y

progradación deltaica.

7. El apilamiento vertical transgresivo-regresivo de las secuencias

establecidas refleja el sucesivo crecimiento de los clinoformos (“shelf

edge”) hacia el borde de la plataforma los cuales pueden contener las

principales acumulaciones de hidrocarburos en el delta. Los reservorios

están caracterizados por abundantes sedimentos clásticos depositados en

ambientes someros y profundos con arenas de 100 a 300 pies de espesor y

valores de porosidad que casi alcanzan un 30%.

8. Se identificaron tres secuencias progradacionales del delta desde el

Oligoceno Tardío hasta el Reciente, el cual migró desde el oeste hacia el

este. Los tres períodos son: secuencia C-1 y parte de C-2, tope de

secuencia C-2 a D-3, secuencia D4 a D-5 (Plioceno Tardío- Pleistoceno).

135

RECOMENDACIONES

1. Realizar en el área un estudio sismoestratigráfico detallado de alta

resolución con el fin de validar posibles oportunidades exploratorias.

2. Realizar un estudio estratigráfico detallado de otros pozos adyacentes en el

área utilizando la estratigrafía secuencial y la bioestratigrafía de este

trabajo para la extrapolación del modelo.

3. Estudio petrofísico de mayor detalle para generar un modelo petrofísico

que permita la predicción de porosidades en el área

4. Utilizar la carta cronoestratigrafica en futuros estudios en el área, para la

comprensión de relaciones sismoestratigraficas, cambios laterales de facies

y de paleobatimetría.

136

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MODELO CRONOESTRATIGRÁFICO SEDIMENTARIO EN EL …bibliogeo.ing.ucv.ve/DB/bfiegucv/EDOCS/...TESIS_MSC...Tesis. Caracas, U.C.V. Facultad de Geología, Minas y Geofísica, Año 2010,