CURSO ESTRATIGRAFIA SISMICA

ESTRATIGRAFÍA SÍSMICA

Prof. Rafael Falcón

2010

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Estratigrafía Sísmica

CONTENIDO

CONTENIDO

PAG.

1. INTRODUCCIÓN 2. CONCEPTOS FUNDAMENTALES DE ESTRATIGRAFÍA 3. ESTRATIGRAFIA DE SECUENCIAS 4. FACIES SÍSMICAS 5. SISTEMAS ENCADENADOS (SYSTEMS TRACTS) 6. BIBLIOGRAFÍA 7. EJERCICIOS PRACTICOS

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2 Octubre 2010

1. INTRODUCCIÓN

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INTRODUCCION

¿Qué es la Estratigrafía Sísmica?  Es el estudio de la ESTRATIGRAFIA DE SECUENCIAS apoyado en un marco básico geológico/geofísico pero interpretado a partir de datos sísmicos Las ESTRATIGRAFIA DE SECUENCIAS y sus superficies límites son definidas a partir del análisis geométrico de los reflectores sísmicos, complementado con datos de pozos (edad y litología) y de afloramientos (cuando sea posible). Una vez identificadas las superficies límites, las facies sísmicas pueden ser interpretadas sobre la base de los tipos de configuraciones internas y características de la reflexión sísmica (amplitud, frecuencia, continuidad, etc) y deberían, si es posible, ser calibradas con la información litológica e interpretaciones de facies depositacionales derivada de los pozos (Fig.1.1). La significancía cronoestratigráfica de las secuencias y sus límites puede ser comprobada construyendo una carta cronoestratigráfica (Fig. 1.5). Un análisis estratigráfico sísmico completo requiere del mapeo de las secuencias estratigráficas y de las facies sísmicas en tres dimensiones.

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INTRODUCCION

Fig. 1.1. Arriba se muestra una ínea sísmica sin interpretar mostrando los diferentes reflectores y sus atributos. Abajo la misma línea calibrada sísimicamente con los datos del pozo (litofacies, edad, superficies estratigráficas) y la interpretación sísmica de las secuencias presentes (en números). (Bally, 1987)

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Octubre 2010


INTRODUCCION

PROCEDIMIENTO DE INTERPRETACION DE ESTRATIGRAFÍA SISMICA

1. 2. 3. 4. 5. 6. 7.

Análisis de la secuencia sísmica Análisis de la secuencia mediante registros de pozos Amarre del registro sísmico sintético a la sección sísmica Análisis de facies sísmicas Interpretación de ambientes depositacionales y litofacies Modelaje sísmico Interpretación final

En este curso unicamente serán cubiertos los primeros cinco pasos 6 Octubre 2010


INTRODUCCION


Análisis de la secuencia sísmica • Consiste en definir los paquetes de reflexiones genéticas en función de secuencias sísmicas y de sistemas encadenados sísmicos, identificando discontinuidades sobre la base de las terminaciones de los patrones de reflexión. • Dos patrones, onlap y downlap, ocurren sobre la discontinuidad.

• Tres patrones, truncamiento, toplap y truncamiento aparente, ocurren debajo de la discontinuidad (Fig. 1.2). • Los límites de secuencias se caracterizan por onlap y truncamiento regional; con una excepción, los límites de sistemas encadenados (systems tract boundaries) dentro de una secuencia se caracterizan por downlap regional.

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INTRODUCCION

Fig. 1.2. Diagrama mostrando patrones de terminaciones de reflexiones sísmicas y tipos de discontinuidades (nombres subrayados). (Tomado de Bally, 1987)

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INTRODUCCION


Análisis de la secuencia mediante registros de pozos

• Realizar estimados preliminares de las secuencias y los sistemas encadenados interpretando las litofacies depositacionales en los registros de pozo, usando núcleos y ripios para calibrar los registros. • Seguido a esto, se estiman las secuencias y los sistemas encadenados a partir de las litofacies interpretadas, y se determinan los cambios en la acomodación a partir de los patrones de apilamiento de las parasecuencias. • Se constatan de dos maneras los estimados preliminares de las secuencias y de los sistemas encadenados: 1) correlacionando los pozos mediante : criterios bio-cronoestratigráficos, capas guías y la correlación con el gráfico de ciclos globales. 2) correlación con los perfiles sísmicos.

9 Octubre 2010


INTRODUCCION


Amarre del registro sísmico sintético a la sección sísmica • Su propósito es amarrar la información de los registros de pozo a la sección sísmica. • Lo primero es calibrar o amarrar la profundidad medida del registro con el tiempo sísmico de la sección. • Lo segundo es conocer que causa las reflexiones sísmicas, mediante el entendimiento de los patrones de interferencia constructiva y destructiva de las ondículas individuales que se originan de los contrastes de impedancia (Fig. 1.3).

• Es recomendable que los análisis de secuencias en los perfiles sísmicos y en los registros de pozos se realicen independientemente, a fin de que las discontinuidades estratigráficas sean identificadas tan objetivamente como sea posible antes del amarre del registro sintético. • Después que los amarres sintéticos se completan, los límites de las secuencias y de los sistemas encadenados pueden ajustarse a la mejor solución. 10 Octubre 2010


INTRODUCCION

Fig. 1.3. Ejemplo de un sismograma sintético. La traza sísmica sintética compuesta muestra como la profundidad medida se relaciona con el tiempo sísmico. Asimismo las graficaciones de las ondículas individuales muestran la contribución de cada interfase de impedancia a las reflexiones individuales. (Modificado de Bally, 1987)

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INTRODUCCION


Análisis de facies sísmicas • Su propósito es determinar, tan objetivamente como sea posible, todas las variaciones de los parámetros sísmicos dentro de las secuencias sísmicas y sistemas encadenados individuales, a fin de determinar los cambios laterales de litofacies y de tipos de fluidos. •Los principales parámetros sísmicos usados son:

la geometría de los reflectores la amplitud la frecuencia la continuidad la velocidad de intervalo 12 Octubre 2010


INTRODUCCION


Interpretación del ambiente depositacional y litofacies • Es necesario conocer lo mejor posible la geología regional. • Se debe tener un amplio conocimiento de los diversos y específicos ambientes y subambientes sedimentarios de depositación y su relación genética. • Es deseable contar con la interpretación sedimentológica y estratigráfica realizada sobre los registros de pozos y su calibración con la información sísmica. • Utilizar los parámetros de facies sísmicas determinadas objetivamente en conjunto con la información geológica local y especialmente regional. (Fig.1.4). • La significancía cronoestratigráfica de las superficies estratigráficas límites puede ser comprobada construyendo una carta cronoestratigráfica (Fig.1.5).

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INTRODUCCION

Fig.1.4. Ejemplos de ambientes sedimentarios y ESTRATIGRAFIA DE SECUENCIAS y su expresión gráfica en registros de pozos, patrones de reflexión sísmica y ejemplos en líneas sísmicas.

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INTRODUCCION

Fig. 1.5. Ejemplo de carta cronoestratigráfica. Nótense las diferentes facies y ambientes depositacionales, los hiatus a lo largo de las discontinuidades y el control de pozos. Cuenca Taranaki, Nueva Zelandia (Tomado de Bally, 1987)

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2. CONCEPTOS Y PRINCIPIOS FUNDAMENTALES DE ESTRATIGRAFÍA

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PRINCIPIOS DE ESTRATIGRAFIA

TOPICOS FUNDAMENTALES EN ESTRATIGRAFIA

Aporte de sedimentos Espacio para acomodo

Factores que controlan los depósitos sedimentarios

Unidades Estratigráficas Límites Estratigráficos

superficies físicas límites bioestratigráficos límites diacrónicos

Eventos Depositacionales

transgresión regresión

Correlación Cronoestratigráfica afloramientos información de pozos información sísmica

Análisis Estratigráfico

biocronocorrelación, estratigrafía sísmica

local regional global

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PRINCIPIOS DE ESTRATIGRAFIA •

Los sedimentos clásticos se depositan en capas o estratos, cuya forma, tamaño y espesor dependen de: el espacio disponible para la depositación, la geometría del espacio, el tamaño de las partículas y la energía del medio (Fig. 2.1)

•

Todos los estratos están separados vertical y lateralmente por superficies de estratificación.

•

Las superficies de estratificación representan períodos cortos de tiempo durante los cuales se interrumpió el proceso sedimentario-depositacional. Por lo tanto los planos de estratificación o superficies de estratos se consideran superficies de tiempo.

•

La extensión lateral de un estrato es limitada. Un estrato se puede adelgazar o acuñarse lateralmente, sin dejar registro del tiempo de la depositación en la zona de acuñamiento (Fig. 2.2).

•

Los sedimentos que caracterizan internamente a un estrato, pueden gradar lateralmente a otro tipo de sedimento dentro del mismo estrato.

•

Algunas combinaciones de ambientes depositacionales producen discontinuidades abruptas en estratos de similar contenido de sedimento: arenas y lutitas fluviales de un canal cortadas por otras arenas de otro canal encima. Caso contrario ocurre en las cuencas marinas profundas, donde las lutitas pelágicas tienen mayor continuidad.

•

La extensión lateral de los estratos es generalmente mucho más grande lateral que verticalmente.

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Fig. 2.1. Ejemplos de laminación y estratificación según Ricci Luchi (1970) (Tomado de Corrales et al., 1977)

Fig. 2.2. Tipos de terminaciones laterales de estratos: A. cuña; B. biselada invertida; C. biselada normal; D. digitizada; E. truncada. (Tomado de Corrales et al., 1977)

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UNIDADES ESTRATIGRAFICAS • Una unidad estratigráfica es un estrato o conjunto de estratos, reconocidos como una unidad (una entidad distintiva) en la clasificación de la secuencia rocosa terrestre, con respecto a cualquiera de los muchos caracteres, propiedades o atributos que las rocas puedan poseer. • Las categorías de la clasificación estratigráfica están basadas en el contenido físico de las rocas y el tiempo geológico representado por las mismas (Fig. 2.3). Las principales categorías son: • litoestratigrafía (basada en el carácter litológico de los estratos) • bioestratigrafía (basada en el contenido fosilífero de los estratos) • cronoestratigrafía (basada en la edad y relaciones temporales de los estratos) • Otras categorías están basadas en: propiedades sísmicas, inversiones magnéticas, petrofísica, litogénesis, ambientes sedimentarios, etc. (Fig. 2.4). • Las unidades estratigráficas de una categoría no necesariamente coinciden con las de cualquier otra (Fig. 2.5). • Las unidades litoestratigráficas solamente permiten conocer su extensión lateral y areal mediante la correlación (Fig. 2.6, 2.7) y sirven de apoyo en las interpretaciones paleoambientales e historia depositacional de una cuenca.. • Las unidades bioestratigráficas tienen gran importancia en las interpretaciones paleoambientales, mediante la consideración de las características paleoecológicas de los fósiles y pueden brindar además un seguro apoyo a las determinaciones de edad. • Las unidades cronoestratigráficas son las de mayor alcance geológico, pues organizan a los estratos de acuerdo a su edad, permiten conocer las relaciones temporales entre los estratos y la correlación en tiempo entre las secuencias de estratos dentro de una misma cuenca y entre diferentes cuencas, que son aspectos fundamentales en la reconstrucción histórica de los eventos depositacionales.

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Fig.2.3. Clasificación de las unidades estratigráficas. (Tomado de Mendoza, 2005)

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Fig. 2.4. Resumen de categorías y términos utilizados en la clasificación estratigráfica. (Tomado de Hedberg, 1976)

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Fig. 2.5. Ilustración de las diferencias de posición de los niveles o líneas de cambio de las diversas propiedades o atributos de los estratos en una sección estratigráfica. (Tomado de Hedberg, (1976)

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UNIDADES ESTRATIGRAFICAS DE USO MAS COMUN

Fig. 2.6. Relaciones entre las unidades litoestratigráficas, bioestratigráficas y cronoestratigráficas (Tomado de Corrales et al., 1977)

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CORRELACION •

Es la relación de equivalencia entre las propiedades físicas, químicas, paleontológicas o temporales de un estrato o conjunto de estratos. Por lo general la correlación basada en tiempo geológico o correlación cronoestraigráfica, tiene mayor connotación que cualquier otra propiedad. En geología y específicamente en estratigrafía, no basta con conocer el origen y el desarrollo de algún fenómeno en particular (el “como” o el “por que”), si no se conoce “cuando” sucedió.

•

A escala de registros de pozos y de interpretación sísmica los estratos pueden ser correlacionados para definir unidades cronoestratigráficas.

•

La escala de interpretación y de correlación cronoestratigráfica está limitada a la disponibilidad, abundancia y distribución areal de la información geológica. Por lo cual una combinación de información de afloramientos, registros de pozos y sísmica, es ideal para la comprensión de la evolución depositacional de una cuenca.

•

La correlación cronoestratigráfica de estratos usando perfiles de pozos depende en gran medida de la continuidad de los tipos litológicos y de las propiedades físicas dentro de los estratos (Fig. 2.7).

•

La correlación sísmica ofrece una visión más amplia de las unidades cronoestratigráficas en sedimentos discontinuos, que la correlación de pozos, pero la resolución sísmica para estratos y paquetes de poco espesor es limitada en comparación a los registros de pozo. Las dos herramientas anteriores deben usarse juntas para correlación cronoestratigráfica. El inconveniente es que los estratos individuales delgados observados en los registros deben ser amarrados con precisión a las secciones sísmicas, pero existen medios para ello que serán discutidos más adelante.

•

A partir de lo discutido anteriormente se desprenden algunas implicaciones importantes referente a los estratos:

-

Las superficies de estratos pueden representar diferentes cantidades de tiempo de un lugar a otro,

-

pero las superficies de estratos representan por lo menos pequeñas unidades de tiempo en su entera extensión.

-

El concepto de superficies de estratos depende completamente de la escala de tiempo y de la escala de roca bajo consideración

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Fig. 2.7 . Ejemplos de correlación litoestratigráfica (arriba) y cronoestratigráfica (abajo). (Tomado de Corrales et al., 1977)

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Discontinuidades Estratigráficas •

Son interrupciones en el proceso depositacional que implican una ausencia de registro material (tangible) y por consiguiente de tiempo geológico (intangible pero cuantificable).

•

Los planos de estratificación son las discontinuidades más elementales de la naturaleza.

•

Son detectables fácilmente por rasgos geométricos (angularidad) entre sucesiones de estratos, por evidencias de erosión y/o niveles de mineralizaciones entre dichas sucesiones.

•

El intervalo de tiempo en el cual no ha habido depositación se denomina hiatus o hiato. Si la ausencia de sedimentos es debido a erosión y parte de los materiales de la sucesión más antigua han sido erosionados, el intervalo de tiempo ausente se denomina laguna. El espesor de sedimentos erosionado en términos de tiempo geológico se denomina vacío erosional (Fig. 2.8).

•

Por razones prácticas el término hiatus es el más usado para expresar ausencia de tiempo geológico / sedimentación (Fig. 2.9).

•

De acuerdo a su geometría, se pueden dividir en: paralelas o angulares. Las discontinuidades paralelas son: la diastema, la paraconformidad y la disconformidad. Las discontinuidades angulares son las discordancias (Fig.2.10). 27 Octubre 2010



Fig. 2.8. Esquema diagramático mostrando las relaciones entre hiatus (hiato), laguna y vacío erosional. (Tomado de Corrales et al., 1977)

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Fig. 2.9. Bloques diagramáticos que muestran las relaciones entre las relaciones geométricas de una discordancia y el tiempo abarcado por la misma, expresado como hiatus no depositacional. (Tomado de Mitchum y Sangree, 1998).

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PRINCIPALES DISCONTINUIDADES ESTRATIGRÁFICAS NO EROSIVAS Paraconformidad: es la discontinuidad estratigráfica en la que se mantiene el paralelismo entre los materiales inferiores y superiores, y la superficie es como un plano de estratificación, sin que sea necesaria la existencia de señales de erosión. Se interpreta como una interrupción de la sedimentación durante un tiempo más o menos largo. Lo más frecuente es encontrar las paraconformidades en sedimentos marinos, pues es donde se conjugan más fácilmente las condiciones necesarias para generar este tipo de discontinuidad (Fig. 2.10). La Diastema es un caso de paraconformidad cuya duración de tiempo es muy corta y difícil de determinar. El mejor ejemplo de una diastema son las superficies de estratificación.Fig.2.10 EROSIVAS Disconformidad: Es la discontinuidad estratigráfica en la que los materiales inferiores y superiores a la discontinuidad mantienen un paralelismo, pero la superficie de interrupción es una superficie de erosión. La disconformidad lleva consigo una interrupción de la sedimentación y un proceso erosivo, sin que por ello la zona haya sufrido ningún movimiento que altere la inclinación original de los estratos anteriores a la discontinuidad (Fig. 2.10).

Discordancia (unconformity): es la discontinuidad estratigráfica en la que los estratos inferiores y superiores a la discontinuidad mantienen angularidad y la superficie de interrupción es una superficie de erosión. La angularidad entre ambas secuencias sugiere la influencia de tectonismo y deformación que levanta e inclina la secuencia, lo que favorece la acción y efectos de la erosión. Dependiendo si la erosión ha peneplanado los materiales inferiores, la discordancia se denomina finierosiva (Fig. 2.10A). Si la superficie de erosión delínea relieve preexistente, esta se denomina discordancia con paleorelieve (Fig. 2.10B). Inconformidad (nonconformity): cuando un conjunto de estratos sedimentarios descansa sobre materiales ígneos o metamórficos (basamento común de las cuencas sedimentarias).

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PARACONFORMIDAD

DISCONFORMIDAD

DISCORDANCIA

Fig. 2.10. Tipos de discontinuidades estratigráficas. Entre las discordancias: A. es finierosiva y B. con paleorelieve. (Tomado de Corrales et al., 1977)

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Transgresión y Regresión:

eventos sedimentarios en los márgenes continentales


responsables

de

los

depósitos

• La transgresión y la regresión son términos que se refieren a los procesos de migración de la línea de costa, en dirección al continente o hacia el mar, a través del tiempo geológico. • Las transgresiones están controladas por una interrelación entre el aporte de sedimentos y el ascenso relativo del nivel del mar, cuando la tasa de ascenso del nivel del mar supera a la de aporte sedimentario. • Si el nuevo espacio creado sobre la plataforma (acomodamiento) excede a la cantidad de sedimentos introducidos, entonces la línea de costa se desplaza hacia el continente y se dice que el mar ha transgredido (Fig. 2.11 y 2.13). • Las regresiones ocurren cuando el influjo neto de sedimentos excede la capacidad del nuevo espacio creado (acomodamiento) durante un ascenso relativo del nivel del mar, de tal manera que la línea de costa se desplaza hacia el mar (regresión normal). Se dice entonces que el mar ha progradado (Fig. 2.12 y 2.14).

• Una regresión también puede ocurrir durante una etapa estática del nivel relativo del mar, como también durante un descenso del mismo (regresión forzada). • Las regresiones normales son observadas comunmente en los complejos de progradación o en los sistemas encadenados de nivel alto.

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Transgresión y Regresión: eventos responsables de los depósitos sedimentarios en los márgenes continentales

Fig. 2.11. Representación esquemática de los depósitos correspondientes a una transgresión, en un medio de sedimentación detrítica. Según el punto donde se realice una columna aparecerán sólo conglomerados (A), conglomerados y areniscas (B), conglomerados, areniscas y lutitas (C), areniscas y lutitas (D) o sólo lutitas (E). Los círculos representan conglomerados; los puntos, arenas y las zonas rayadas, lutitas. (Tomado de Corrales et al., 1977)

Fig. 2.12. Representación esquemática de los depósitos correspondientes a una regresión, en un medio de sedimentación detrítica. Los círculos representan conglomerados; los puntos, areniscas y las zonas rayadas, lutitas.

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PRINCIPIOS DE ESTRATIGRAFIA Transgresión: la línea de costa avanza sobre el continente, los depósitos son más jóvenes en el sentido del avance y gradan hacia arriba desde facies costeras clasticas a facies marinas más profundas.

Fig. 2.13. Solapamiento transgresivo o retrogradacional. Las líneas X, Y, Z, representan isocronas

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PRINCIPIOS DE ESTRATIGRAFIA Regresión: la línea de costa retrocede hacia el mar, los depósitos son más jóvenes en el sentido del avance y gradan hacia arriba desde facies marinas profundas a facies costeras y continentales.

Transgresión: la línea de costa avanza sobre el continente, los depósitos son más jóvenes en el sentido del avance y gradan hacia arriba desde facies costeras clasticas a facies marinas más profundas.

Fig. 2.14. Solapamiento transgresivo o retrogradacional. Las líneas X, Y, Z, representan isocronas (Tomado de Corrales et al, 1977)

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CAMBIOS RELATIVOS DEL NIVEL DEL MAR CICLOS EUSTÁTICOS • Son intervalos de tiempo geológico durante los cuales se produce a escala global, un ascenso y descenso del nivel medio del mar. • Se han reconocido cinco (6) órdenes de ciclos eustáticos: ciclos de primero a sexto orden o megaciclos, superciclos, ciclos y paraciclos eustáticos de cuarto a sexto orden. • Los ciclos de primer orden duran más de 50 m.a., los de segundo orden oscilan entre 3 y 50 m.a., los de tercer orden varían entre 0,5 y 3 m.a. y los de cuarto, quinto y sexto orden tienen una duración entre 0,08 y 0,5 m.a., 0,03 y 0,08 m.a. y 0,03 y 0,01 m.a., respectivamente.

MEGACICLO • Es un ciclo de primer orden que incluye un conjunto de superciclos. Se conocen tres (3) ciclos de primer orden relacionados con la ruptura de megacontinentes (ej: Pangea), con una duración de 250, 500 y 1500 m.a., entre el Precámbrico y el Fanerozoico (Fig.2.15) • Una megasecuencia es un paquete de sedimentos depositados durante un megaciclo eustático. • En general, un conjunto de cinco a siete ciclos de segundo orden. • Al comparar la curva de los ciclos eustáticos de primer orden con la distribución de la dispersión de los megacontinentes, se constata que los ascensos del nivel del mar coinciden con las épocas de ruptura y separación continental, mientras que los descensos en la curva, coinciden con las colisiones de los microcontinentes (Fig. 2.16). Por lo tanto, los mínimos eustáticos de primer orden corresponden a épocas de generación de microcontinentes (Cramez y Audemard, 1990)

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SUPERCICLO • Es un ciclo eustático de segundo orden que incluye un conjunto de ciclos de tercer orden. Por lo general, cinco a siete ciclos de tercer orden conforman un ciclo de segundo orden, cuya duración varía entre 3 y 50 m.a. • En el superciclo, el aumento acumulativo del nivel del mar es seguido por un descenso acumulativo del nivel del mar (Fig. 2.15 y 2.16 ). • Una supersecuencia es un paquete de sedimentos depositados durante un superciclo, con espesores en el orden de 300 a 1.000 m y con una duración entre 10 a 40 m.a.

CICLO • Corresponde al ciclo eustático de tercer orden, con una duración aproximada de 1 a 3 m.a. • Tienen espesores aproximados en el orden de 20 a 500 m. • Sus parasecuencias componentes o paraciclos eustáticos, tienen espesores entre 3 y 50 m y un tiempo de duración menor a 1 m.a. (Vail et al., 1990) (Fig. 2.15, 2.17 )

PARACICLO • Es un ciclo de cuarto, quinto o sexto orden. • Corresponde al intervalo de tiempo geológico durante el cual un ascenso relativo del nivel del mar es seguido por otro ascenso, sin que se produzca una caída del nivel relativo del mar entre ambos. • Aparentemente están relacionados con los ciclos climáticos orbitales de Milankovitch e Imbrie et al (1984). En estos ciclos se considera la variación de la cantidad de energía solar recibida por la superficie de la tierra y sus efectos sobre el clima, principalmente en lo concerniente a glaciaciones y deshielos.

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Fig.2.15. Ciclos de cambios relativos del nivel del mar. Los ciclos consisten de ascensos y descensos relativos del nivel del mar, conteniendo comunmente varios paraciclos, los cuales son pulsos de ascensos relativos a menor escala. Varios ciclos usualmente forman un ciclo de orden mayor (superciclo) con patrones de ascensos sucesivos entre descensos mayores. Nótese la asimetría de los ascensos graduales y los descensos abruptos en cada escala. (Tomado de Mitchum et al., 1977)

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Fig.2.16. Correlación de ciclos regionales de cambio relativo del nivel del mar en cuatro continentes y su promediación para construir los ciclos globales (Tomado de Vail et al., 1977)

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CAUSAS DE LOS CICLOS EUSTÁTICOS • A escala global pueden ser producidos por un cambio en el volumen de agua de los océanos, por el cambio en la forma de las cuencas oceánicas o por una combinación de ambos. • Un cambio en el volumen de agua puede ser debido principalmente a glaciaciones y deglaciaciones o por suministro de agua desde fuentes magmáticas. • Un cambio en la forma de las cuencas oceánicas puede ser producido por mecanismos geotectónicos o por el relleno sedimentario de las cuencas. • Los mecanismos geotectónicos parecen ser los responsables de los ciclos de 1º y 2º orden: expansión del piso oceánico, subducción y orogénesis. • La glaciación y la deglaciación causan la mayoría de los ciclos de 3º orden y algunos de 2º orden, especialmente aquellos del Neogeno tardío. • Exceptuando las glaciaciones, los cambios volumétricos en las cordilleras centro oceánicas es potencialmente la más rápida y volumétricamente la más significativa manera para cambiar el nivel del mar. La tendencia decreciente de los ciclos de 1º orden del Cretácico pueden ser explicados por esta teoría. • Hay cierta correspondencia entre tiempos de movimientos orogénicos y vulcanismo con tiempos de nivel alto del mar en ciclos de 2º orden. • Los ciclos de 4º, 5º y 6º orden son causados por eventos climáticos orbitales, como los ciclos de Milankovitch (Imbrie et al., 1984). 40 Octubre 2010



Fig. 2.17. Ciclos globales de primero y segundo orden de cambios relativos del nivel del mar durante el Fanerozoico (Tomado de Vail et al., 1977)

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Fig. 2.18. Ciclos globales de segundo y tercer orden de cambios relativos del nivel del mar durante el Jurásico. (Tomado de Vail et al., 1987)

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APLICACIONES DE LOS CICLOS EUSTÁTICOS Las principales aplicaciones se resumen en tres categorias: • (1) mejoramiento de los análisis estratigráficos y estructurales al incorporar los efectos de los cambios del nivel del mar. Comparando las curvas regionales y globales del nivel del mar, se puede predecir la edad de las secuencias estratigráficas en estudio. Correlacionando las curvas regionales con los tiempos de discordancias, lowstands y highstands de las curvas globales, se pueden predecir las facies depositacionales y la distribución de secuencias (Fig. 2.17, 2.18). • (2) estimación de la edad geológica previa a la perforación de pozos. Si no hay información de pozos, se utiliza la información sísmica para obtener una carta regional de cambios relativos del nivel del mar y se correlaciona con la carta de cambios globales. La certidumbre puede ser mejorada con información estratigráfica de afloramientos o pozos distantes. • (3) el desarrollo de un sistema global de geocronología. Los ciclos globales o eustáticos son unidades geocronológicas definidas por un criterio sencillo: los cambios globales de la posición relativa del nivel del mar a través del tiempo. Se deben hacer esfuerzos en mejorar tanto la resolución en tiempo de los ciclos eustáticos, como su reconocimiento y establecimiento en todas las cuencas marinas del mundo (Fig. 2.19). 43 Octubre 2010



Fig. 2.19. Curva del nivel del mar mostrando las cronozonas de polaridad magnética y las biocronozonas de nannofósiles y los límites de secuencias de 3º orden. (http://strata.geol.sc.edu)

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IMPORTANCIA DE LOS CICLOS EUSTÁTICOS EN ESTRATIGRAFÍA (Mitchum y Sangree, 1998) • LA SINCRONÍA DE LOS CICLOS EUSTÁTICOS PROVEE UN MARCO FÍSICO Y TEMPORAL PARA ANÁLISIS ESTRATIGRÁFICO Y ESTRUCTURAL. • LOS CICLOS DE 1º ORDEN CONTROLAN LA DISTRIBUCIÓN DE SEDIMENTOS A UNA ESCALA CONTINENTAL. • LOS CICLOS DE 2º ORDEN ESTAN DELIMITADOS POR NOTABLES NIVELES BAJOS DEL MAR Y DEFINEN PLAYS EXPLORATORIOS REGIONALES. • LOS CICLOS DE 3º ORDEN CONTROLAN LA DISTRIBUCIÓN DE ESTRATOS Y FACIES EN UNA ESCALA DE PROSPECTO EXPLORATORIO • LOS CICLOS DE ALTA FRECUENCIA (4º, 5º Y 6º ORDEN) CONTROLAN LAS RELACIONES DE RESERVORIOS Y SELLOS A NIVEL DE PRODUCCIÓN.

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3. ESTRATIGRAFIA DE SECUENCIAS

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Arquitectura Estratigráfica

Nivel Relativo del Mar

Eustacia

Clima

Subsidencia/ Levantamiento Total

Substrato, Fuente y Litología

Compactación de Sedimentos Enfriamiento de la Corteza

Aporte de Sedimento

Carga

Vegetación

Fisiografía

Descarga Fluvial

Tectónica

Procesos Sedimentarios

Clima Captura de Corrientes

Paleogeografía

Energía Ambiental

Tectónica

Isostática

Flexural

Fig. 3.1. Interrelaciones entre parámetros claves asociados con la arquitectura estratigráfica de una cuenca. (Modificado de Posamentier y Allen, 1999)

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ESTRATIGRAFIA DE SECUENCIAS

ESTRATIGRAFÍA DE SECUENCIAS ANTECEDENTES HISTÓRICOS •

Lawrence Sloss (1963) es el primero en argumentar que las discontinuidades estratigráficas sincrónicas globales se originaron por descensos eustáticos del nivel del mar.

•

Exxon Production Research Company (Peter Vail y otros) a comienzos de los 70´s, desarrolló la terminología para la arquitectura de secuencias, identificando los patrones depositacionales en pozos y secciones de afloramientos y correlacionando los patrones depositacionales (ciclos de solapamientos costeros) con fluctuaciones del nivel del mar, para finalmente producir una técnica para identificar y datar estratos en cuencas donde solamente se disponía de una línea sísmica.

•

En 1977 se publica la Memoria 26 de AAPG, divulgándose el trabajo desarrollado en Exxon por Vail y colaboradores referente a la Estratigrafía Secuencial, e impactando significativamente a la comunidad científica y académica de las geociencias.

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A partir de allí no ha cesado el trabajo investigativo y las publicaciones de esta técnica moderna de interpretación estratigráfica, apoyada en información sísmica, de pozos y de afloramientos. Entre los trabajos más recientes y de mayor trascendencia tenemos:

•

Publicación Especial 42 de SEPM, Sea-level changes: An integrated approach, por C.K. Wilgus et al.(1988), conteniendo trabajos conceptuales adicionales y ejemplos de cuencas continentales.

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•

En 1987 se publica una de las mejores obras realizadas sobre el tema: el Atlas de Estraigrafía Sísmica, editado por A.W. Bally, bajo el patrocinio de la AAPG, en la serie Studies in Geology #27. Incluye los fundamentos teóricos de la estratigrafía sísimica y su interpretación usando estratigrafía secuencial, así como diversos ejemplos en el mundo y discusión de casos reales sobre la metodología, desarrollo y aplicaciones de la estratigrafía sísmica y secuencial.

•

Siliclastic Sequence Stratigraphy in Well Logs, Cores, and Outcrops: Concepts for High-Resolution Correlation of Time and Facies, por J.C. Van Wagoner et al. (Serie Métodos en Exploración, Nº7, 1990, de AAPG), conteniendo detalles sobre la aplicación de los conceptos de Estratigrafía Secuencial en registros de pozos, núcleos (corazones) y afloramientos.

•

Numerosos congresos y simposios dedicados a las geociencias y en especial hacia la geología del petróleo, incluyen capítulos aparte dedicados exclusivamente a la estratigrafía sísmica y secuencial (AAPG, GSA)

•

Numerosas instituciones de educación universitaria han procurado mantener la materia al día y ofrecen a través de internet, una excelente manera de divulgación del marco teórico y práctico y de la aplicación y desarrollo de la materia a través de proyectos de investigación propios (Ej: página web sobre Estratigrfía Secuencial de la Universidad de South Carolina: http://strata.geol.sc.edu/index.html)

49 Octubre 2010



FUNDAMENTOS DE LA ESTRATIGRAFÍA DE SECUENCIAS

 SUBSIDENCIA TECTONICA DE LA CUENCA  PARASECUENCIAS Y SUPERFICIES DE ESTRATOS  PARALELISMO SISMICO DE LOS ESTRATOS  EUSTACIA GLOBAL  MODELO DE ACOMODAMIENTO  FACIES SÍSMICAS Y MODELAJE

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Características generales •

El proceso de interpretación comienza desarrollando un marco cronoestratigráfico de estratos cíclica y genéticamente relacionados, delimitados por superficies de discontinuidad estratigráfica creadas por erosión o por no depositación, o por sus superficies continuas correlativas.

•

Dentro de este marco cronoestratigráfico, la interpretación de procesos abarca la distribución de los ambientes depositacionales y sus litofacies asociadas.

•

Esas litofacies pueden estar confinadas a intervalos sincrónicos que están limitados por superficies estratigráficas o pueden ocurrir como intervalos diacrónicos cuyos límites cortan o atraviesan superficies estratigráficas.

•

Los patrones de sedimentación marina son controlados por cambios relativos del nivel del mar.

•

El nivel relativo del mar está controlado por eustacia, subsidencia tectónica y tasa de sedimentación.

•

Los patrones de sedimentación controlados por el nivel del mar tienen geometrías distintivas (sistemas encadenados) que son fácilmente reconocidos en líneas sísmicas, registros de pozos, secciones estratigráficas, afloramientos y núcleos.

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Características generales •

En las plataformas de márgenes pasivos, como esas geometrías son eustáticamente controladas, las mismas son similares a nivel mundial.

•

Una vez que la geometría ha sido calibrada en un área conocida, la misma puede ser utilizada como una herramienta de correlación para identificar y datar estratos sísmicos en otros lugares.

•

Las partes componentes de una secuencia depositacional son: láminas y conjuntos de láminas, capas y conjuntos de capas, parasecuencias y conjuntos de parasecuencias, sistemas encadenados (system tracks), secuencias y conjuntos de secuencias.

•

Las secuencias están delimitadas arriba y abajo por discontinuidades estratigráficas o discordancias (denominadas límites de secuencia o sequence boundaries), las cuales son indicativas de una caída del nivel relativo del mar.

•

La estratigrafía secuencial puede ser aplicada en varias escalas. Es decir, que a cualquier escala las secuencias tienen las mismas características.

•

Las escalas de las secuencias se miden en tiempo geológico: 1ºorden o megasecuencias (>50 ma), 2ºorden o supersecuencias (50 – 3 ma) , 3ºorden (3 – 0,5 ma), 4ºorden (0,5 -0,08 ma), 5ºorden (0,08 – 0,03 ma) y 6º orden (0,03 – 0,01m.a). Ver Fig. 3.2.

•

La Estratigrafía Sísmica normalmente trata con secuencias de 3º orden (Vail et al., 1977), mientras que los estudios geológicos mediante secciones estratigráficas con pozos, afloramientos y núcleos, se apoyan en secuencias de 4º, 5º y 6ºorden. (Fig. 3.3)

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Fig. 3.2. JERARQUIA DE LOS CICLOS ESTRATIGRAFICOS (Tomado de Mitchum y Sangree, 1998)

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Fig. 3.3. Diagrama mostrando las diferentes frecuencias (primero hasta sexto orden) y las escalas típicas para exploración y desarrollo (Mitchum et al., 2002; en Weimer and Slatt, 2004)

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Estratigrafía Secuencial o de Secuencias Algunas definiciones:

“Es la interpretación integrada de los patrones de estratos a partir de datos sísmicos, pozos y afloramientos, junto con los ambientes depositacionales y las litofacies asociadas” (Vail, 1987) “El estudio de las relaciones de las rocas dentro de un marco cronoestratigráfico en el cual la sucesión de rocas es cíclica y está compuesta de unidades de estratos genéticamente relacionados (secuencias y sistemas encadenados)” Posamentier et al. (1988) “Es la rama de la estratigrafía que estudia las secuencias de depósitos asociados a las diferentes etapas de los ciclos eustáticos y en la cual se utilizan paquetes sedimentarios definidos con base a datos sísmicos, registros de pozo y observaciones de campo, como unidades de correlación” (Cramez y Audemard, 1990)

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Principales variables en Estratigrafía de Secuencias VARIABLE

CONTROLA

SUBSIDENCIA TECTÓNICA

NUEVO ESPACIO PARA EL ACOMODAMIENTO DE SEDIMENTOS EN LA PLATAFORMA Y LA GEOMETRÍA DE LA CUENCA

NIVEL EUSTATICO DEL MAR

SUMINISTRO DE SEDIMENTO

CLIMA

PATRONES DE ESTRATOS Y DISTRIBUCIÓN DE LITOFACIES

RELLENO SEDIMENTARIO Y PROFUNDIDAD DEL AGUA CICLOS EUSTÁTICOS Y AMBIENTE BIOLÓGICO Y QUÍMICO

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UTILIDAD DE LA ESTRATIGRAFÍA SECUENCIAL GEOFISICA

GEOLOGIA

•

Provee a los geofísicos de técnicas para interpretación cronoestratigráfica de líneas sísmicas.

•

Identificación más segura de superficies para mapeo y correlación de facies.

•

La habilidad de datar, por lo menos a nivel de período, estratos sísmicos en cuencas previamente inexploradas.

•

•

Identificación más segura de facies en estratos/secuencias desconocidos.

Interpretación cronoestrátigrafica de mayor resolución para mejorar la definición de plays y especialmente la identificación de trampas estratigráficas.

•

Es un método más efectivo para: 1) evaluar la continuidad de las areniscas, 2) predecir la presencia y ubicación de rocas generadoras, almacenadoras y sellos, 3) proyectar las tendencias de los yacimientos dentro de áreas poco conocidas, 4) identificar trampas estratigráficas y 5) extender la vida de los campos productores más antiguos.

•

Identificación de probables intervalos de rocas generadoras y ubicación de probables facies y rocas almacenadoras (yacimientos).

•

Desarrollo de la historia tectónica y sedimentaria de nuevas cuencas o de cuencas con información escasa o limitada.

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SECUENCIAS ESTRATIGRÁFICAS •

Una secuencia estratigráfica es una sucesión de estratos más o menos concordantes o reflectores sísmicos de connotación estratigráfica, genéticamente relacionados y delimitados en el tope y la base por discordancias o sus superficies correlativas (Vail et al., 1977).

•

Galloway (1989) define a una secuencia estratigráfica como el paquete de sedimentos genéticamente relacionados que representa un episodio significativo durante el desarrollo de una cuenca, y limitado por períodos de inundación hacia el margen de la cuenca.

•

Posamentier (1988) Opina que una secuencia está constituída por una sucesión de sistemas depositacionales encadenados que se acumulan entre dos caídas consecutivas del nivel eustático del mar.

•

Las secuencias estratigráficas son unidades formadas por paquetes de rocas desarrolladas en respuesta a cambios en el acomodamiento sobre la plataforma y en la cuenca (Vail et al., 1990).

•

Estas unidades están limitadas por superficies específicas entre cambios verticales en los patrones de aplilamiento de las facies, en pozos y en afloramientos.

•

En secciones sísmicas, sus límites corresponden a superficies discontínuas.

•

La unidad fundamental de una secuencia estratigráfica es la secuencia depositacional, la cual está limitada por discontinuidades y sus superficies correlativas. Cada secuencia depositacional corresponde a un ciclo eustático (ciclo de 3º orden), con espesores de 20 a 1000 m y tiempo de depositación entre 0,5 y 3 m.a.

•

Una secuencia puede dividirse en sistemas encadenados (system tracts), los cuales se definen por su posición dentro de la secuencia.

•

Los sistemas encadenados son a su vez definidos por los conjuntos de parasecuencias y estos por las parasecuencias periódicas o secuencias simples, limitadas por superficies de inundación marina. Los conjuntos de parasecuencias tiene una duración de 0,5 a 1,5 m.a., mientras que las parasecuencias duran entre 0,01 y 0,5 m.a.

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ELEMENTOS QUE CONTROLAN LAS SECUENCIAS

1.

Subsidencia y tectónica, responsables de crear el espacio disponible donde se van a depositar los sedimentos (Fig. 3.4)

2.

Cambios eustáticos del nivel del mar,

3.

El volumen de sedimentos,

los cuales ejercen el mayor control sobre el patrón de apilamiento de los estratos y la distribución de litofacies (Fig. 3.5, 3.6) que controla la paleoprofundidad del agua (Fig.

3.5.,3.6, 3.7)

4.

El clima,

el cual ejerce el mayor control sobre el tipo de sedimentos. Las lluvias y la temperatura son importantes en la distribución de carbonatos y evaporitas, así como el tipo y la cantidad de rocas siliciclásticas depositadas.

La combinación de subsidencia, eustacia y aporte de sedimentos, es la clave de los cambios relativos del nivel del mar. 59 Octubre 2010



Fig. 3.4. Influencia de la variación eustática del nivel del mar (a y b) y de la subsidencia (c y d) en la creación de espacio potencial para la sedimentación o acomodamiento. (Modificado de Jervey, 1988)

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Cambios en el Acomodamiento Los cambios en el acomodamiento resultan de la combinación de movimientos verticales del basamento (levantamiento tectónico o subsidencia) y de cambios eustáticos del nivel del mar. Los cambios en la paleobatimetría pueden resultar de un cambio en el acomodamiento o simplemente por el relleno del espacio disponible con sedimentos. Para un cambio de acomodamiento dado y dependiendo del volumen de sedimentos suministrados, la batimetría puede puede incrementarse o decrecer. La figura a la derecha (Fig.3.5) representa la combinación de subsidencia y ascenso relativo del nivel del mar entre un tiempo T0 y T1, lo cual puede crear un incremento en el acomodamiento equivalente a H. Si en este caso el aporte de sedimentos no es suministrado durante este tiempo, entonces el espacio no es rellenado y entonces el cambio resultante en la paleo batimetría en el tiempo T1 es equivalente a H (A). Si el suministro de sedimentos es menor que el cambio en el acomodamiento, la columna de agua se llena parcialmente y ocurre un sistema transgresivo , acumulándose una sucesión sedimentaria que indica una profundización hacia arriba (B). Si el suministro de sedimentos es igual a la tasa de acomodamiento, la sedimentación se mantiene con el ascenso del nivel del mar y la paleobatimetría queda constante. Finalmente si el suministro de sedimentos es mayor que el cambio de acomodamiento, el volumen de agua es rellenado con una sucesión regresiva y la línea de costa prograda (C). Fig. 3.5. Ilustración esquemática de las relaciones entre el acomodamiento y la batimetría. (Tomado de Posamentier y Vail, 1988)

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Fig. 3.6. El solapamiento costero (coastal onlap) indica un ascenso relativo del nivel del mar. El aumento relativo del nivel de base permite que los depósitos costeros de una secuencia marina se apilen agradacionalmente y solapen la superficie depositacional inicial. (Tomado de Vail et al., 1977)

62 Octubre 2010



Fig. 3.7. Esquemas diagramáticos que muestran los procesos de transgresión, regresión y solapamiento costero (coastal onlap) durante un ascenso relativo del nivel del mar. La tasa de influjo de terrígenos determina si la transgresión, la regresión o la línea de costa estacionaria, se produce durante el ascenso relativo del nivel del mar. (Tomado de Vail et al., 1977)

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Fig. 3.8. El toplap costero indica el nivel estático relativo del mar en un momento dado (usualmente luego de un ascenso máximo). Sin ningún ascenso relativo del nivel de base, los depósitos costeros no marinos y/o litotales no pueden apilarse agradacionalmente, por lo cual no se produce solapamiento (onlap), pero si se produce el toplap. (Tomado de Vail et al., 1977)

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Fig. 3.9. Arquitectura estratigráfica de regresión “normal” (A), en contraste con la regresión “forzada” (B). Note que la regresión normal está asociada con agradación y progradación, mientras que la regresión forzada se asocia con descenso y progradación de los depósitos (Tomado de Posamentier y Allen, 1999)

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CLASIFICACIÓN DE LAS SECUENCIAS DEPOSITACIONALES

Se clasifican de acuerdo a la escala geológica de observación en:

1. Parasecuencias, las cuales pueden ser reconocidas en una columna de afloramiento, y en registros y núcleos de pozos (ciclos de 4º, 5º y 6º orden).

2. Conjuntos de parasecuencias, las cuales pueden ser reconocidas en columnas compuestas de afloramientos, registros y nucleos de pozos y en secciones sísmicas (ciclos de 3º y 4º orden).

3. Secuencias Tipo 1 y Tipo 2, las cuales debido a la magnitud de su extensión y espesor, solamente pueden ser bien reconocidas y definidas a través de información sísmica, debido a que están directamente relacionadas con secuencias de 3º orden o mayor.

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1. PARASECUENCIA Una parasecuencia es una sucesión de estratos o capas sedimentarias, más o menos concordantes, genéticamente relacionados y delimitada en su base y tope por dos superficies de inundación marina (Van Wagoneer, 1985). Se depositan durante un paraciclo eustático (ciclo eustático de 4º, 5º y 6º orden), con espesores entre 3 y 50 m y una duración menor a 0,5 m.a.(Cramez y Audemard, 1990).

Tipos de parasecuencias:

a) por el tipo de facies (Fig. 3.10) b) por variaciones en los espesores de los estratos (Fig. 3.11 y 3.12)

2. CONJUNTO DE PARASECUENCIAS Es una sucesión de parasecuencias genéticamente relacionadas, formando un patrón de apilamiento distintivo que está limitado por una superficie de máxima inundación marina o sus superficies correlativas (Van Wagoneer, 1985). Los límites de un conjunto de parasecuencias pueden ser: (1) contraste distintivo en el patrón de apilamiento de los estratos (en afloramientos compuestos, pozos y sísmica), (2) límites de secuencia (en pozos y sísmica) y (3) superficies de downlap y límites de sistemas encadenados (sólo en sísmica).

Tipos de conjuntos de parasecuencias:

a) retrogradacional (Fig. 3.13 A) b) progradacional (Fig. 3.13 B) c) agradacional (Fig. 3.13 C) 67 Octubre 2010



Parasecuencias definidas por el tipo de facies Este tipo de parasecuencias se puede reconocer por las variaciones en el tamaño de grano tales como los ciclos tipificados por un afinamiento hacia arriba (fining upward) o por un engrosamiento (coarsing upward). Las parasecuencias por facies indican directamente las variaciones en la energía del medio y están usualmente asociadas con estratos de espesores limitados (5 a 20m) y son particularmente útiles en la interpretación de depósitos de areniscas (Fig. 3.10)

Fig. 3.10. Ilustración esquemática de parasecuencias definidas por facies (Modificado de Allen y Coadou, 1982)

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Parasecuencias definidas por variaciones de espesor de los estratos Se pueden reconocer por una variación en el espesor de las capas, tales como los ciclos con tendencia de adelgazamiento en el espesor de las capas hacia arriba (thinning upward) o engrosamiento de las mismas (thickening upward). En el caso de ciclos de areniscas tipificados por un engrosamiento en el espesor de las capas, estos representan períodos de incremento tanto en el aporte de sedimentos como en la energía del ambiente y usualmente son de tendencia regresiva. Mientras que que las parasecuencias caracterizadas por un adelgazamiento hacia arriba en el espesor de las capas, representan fases de abandono de areniscas y un decrecimiento en la energía del ambiente y con tendencia transgresiva. En general, las parasecuencias definidas por un engrosamiento hacia arriba del espesor de las capas, usualmente también presentan un aumento del tamaño de grano en la misma dirección y viceversa (Fig.3.11, 3.12).

Fig. 3.11. Ilustración esquemática de parasecuencias definidas por cambios de espesor de los estratos (Modificado de Allen y Coadou, 1982).

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Fig. 3.12. Ilustración esquemática de parasecuencias en carbonatos, definidas por cambios en el espesor de los estratos. (Modificado de Reeckman y Friedman, 1977)

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A A A A

B

C

Fig. 3.13. Tipos de conjuntos de parasecuencias (Modificado de Van Wagoneer et al., 1988). En un conjuno de tipo progradacional (A) las parasecuencias sucesivamente más jóvenes se depositan hacia la cuenca, porque la tasa de suministro de sedimentos es mayor a la tasa de acomodamiento. En un conjunto de tipo retrogradacional (B) las parasecuencias sucesivamente´más jóvenes se depositan hacia el continente, con un patrón que retrocede y la tasa de suministro se sedimentos es menor a la tasa de acomodamiento. En un conjunto de tipo agradacional (C), las parasecuencias se apilan verticalmente, sin cambios laterales significativos y la tasa se suministro de sedimentos se aproxima a la tasa de acomodamiento.

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SECUENCIAS ESTRATIGRÁFICAS

Secuencias Tipo 1 Estas secuencias están compuestas por tres sistemas sedimentarios: a. Sistema de nivel bajo o “Lowstand systems tract” b. Sistema transgresivo o “Transgressive systems tract” c. Sistema de nivel alto o “Highstand systems tract”

•

Durante la creación de este tipo de secuencias, la caída del nivel relativo del mar es tan brusca que deposita los sedimentos en “onlap” sobre la secuencia previa (constituida por clinoformes o “downlaps”), implicando -a su vez- un descenso en el nivel del mar hasta el quiebre de pendiente o de plataforma (“offlap break”).

•

Las secuencias tipo 1 están limitadas por discontinuidades tipo 1, que consisten en superficies de exposición subaérea de la llanura costera y su consecuente erosión asociada al rejuvenecimiento de los cursos de agua y el desplazamiento de las facies litorales en dirección a la cuenca. Estas superficies se forman cuando el descenso del nivel eustático es mayor que la tasa de subsidencia de la cuenca en la zona de quiebre de pendiente o borde externo de la plataforma, produciendo un descenso del nivel del mar a esa nueva posición. Las discontinuidades tipo 1 están asociadas a los abanicos de fondo de cuenca (Fig. 3.14). 72 Octubre 2010



Fig. 2.11. Secuencia tipo 1. (Tomado de Emery y Myers, 2001)

Fig. 3.14. Patrones estratigráficos en una secuencia Tipo 1 depositada en una cuenca con quiebre de plataforma (Tomado de Van Wagoneer et al, 1987)

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Secuencias Tipo 2 Al igual que las secuencias tipo 1, están constituidas por 3 sistemas encadenados: a. Sistema de margen de plataforma o “shelf margin systems tract” b. Sistema transgresivo o “Transgressive systems tract” c. Sistema de nivel alto o “Highstand systems tract •

Estas secuencias, a su vez, se encuentran limitadas por discontinuidades tipo 2, de carácter más sutil, y que resultan de la exposición parcial de la plataforma (Fig. 3.15).

•

Se caracterizan por un desplazamiento de las facies litorales hacia el borde de la plataforma, sin llegar hasta su límite.

•

Esto ocasiona una reducción apreciable del área de exposición subaérea sometida al rejuvenecimiento de los cursos de agua.

•

Se desarrolla cuando la tasa de caída eustática es menor que la tasa de subsidencia en la zona de quiebre de pendiente o borde externo de la plataforma, produciendo un descenso del nivel del mar a esa nueva posición.

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Fig. 3.15. Patrones estratigráficos en una Secuencia Tipo 2. Las discordancias tipo 2 están asociadas a sedimentos de plataforma y nunca alcanza el quiebre de la misma (Tomado de Van Wagoneer et al, 1987).

75 Octubre 2010



LIMITES ESTRATIGRAFICOS 1.

SUPERFICIES ESTRATIGRÁFICAS FÍSICAS Son superficies que separan diferentes unidades cronoestratigráficas, por lo cual son consideradas límites físicos continuos.

A. SUPERFICIES SINCRONICAS O ISOCRONAS B. SUPERFICIES DE DISCONTINUIDAD ESTRATIGRÁFICA

2.

LIMITES DE LITOFACIES O DE BIOFACIES (DIACRÓNICOS REGIONALMENTE)

3.

LIMITES DE EDAD BIOESTRATIGRÁFICOS

4.

LIMITES DIACRÓNICOS

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Superficies sincrónicas: son las superficies depositacionales que separan a los estratos de rocas sedimentarias; es decir, como los planos de estratificación. Ellas limitan láminas, capas y parasecuencias y representan períodos de no depositación o cambio abrupto en el ambiente depositacional. Son fácilmente reconocibles donde separan diferentes tipos de rocas o ambientes, pero son difíciles de reconocer cuando limitan estratos del mismo tipo de roca. Las superficies de estratos o planos de estratificación forman horizontes de tiempo geológico, por lo cual son superficies sincrónicas que representan el mismo instante en el tiempo geológico sobre áreas extensas. Discontinuidades estratigráficas: son interrupciones de tiempo geológico durante la depositación de una serie de estratos. La discontinuidad se manifiesta por una ausencia de sedimentos debido a no depositación y / o erosión (Fig. 2.8). La superficie de discontinuidad puede o no presentar señales de erosión, tanto subaérea como submarina. El reconocimiento de estas discontinuidades es más sencillo mediante criterios geométricos como la angularidad entre los estratos. En estratigrafía sísmica se utilizan los patrones de terminación de los estratos para reconocerlas, destacando: onlap, downlap, truncamiento (toplap )y truncamiento aparente (Fig. 3.16; 3.17). Límites de litofacies o de biofacies: son los límites de las unidades litoestratigráficas. Por lo general los límites de las unidades litoestratigráficas cruzan superficies cronoestratigráficas. Por lo tanto los límites de esas unidades serán sincrónicos o diacrónicos en un evento transgresivo o regresivo, dependiendo de la distribución de la litología en el tiempo geológico (Fig. 2.6) Límites bioestratigráficos: son considerados superfícies de tiempo geológico bastante precisos y confiables, ya que las biozonaciones se han calibrado con edades absolutas (paleomagnetismo y radiometría). A pesar de que su aplicación y resolución varía en extensión geográfica y por cambios en los paleoambientes depositacionales (cuencas particulares, inter cuencas o inter continentes), los límites bioestratigráficos de edad se mantienen como el mejor método que tenemos para trabajar con el tiempo geológico a nivel de superficie y de subsuelo. Superficies diacrónicas: son límites físicos continuos que cruzan y son esencialmente independientes de los límites estratigráficos. No son superficies estratigráficas. Incluyen: contactos de fluidos, permafrost, capas de hidratos de gas, trazas de fallas de bajo ángulo, diques igneos de bajo ángulo, límites diagenéticos, etc.

77 Octubre 2010



ONLAP

ONLAP DE VALLE INCISO

TRUNCAMIENTO EROSIONAL

EROSIÓN DE VALLE

TOPLAP

DOWNLAP

DOWNLAP

TRUNCAMIENTO APARENTE

Fig. 3.16. Superficies de discontinuidades estratigráficas. Los onlap, downlap, toplap y los truncamientos aparentes son superficies formadas por el acuñamiento y adelgazamiento depositacional de los estratos y no por erosión. (Modificado de Mitchum y Sangree, 1998)

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Fig. 3.17. Relaciones entre los estratos y los límites superior (A) e inferior (B) de una secuencia depositacional. El onlap y el downlap son acuñamientos contra una superficie basal. (Tomado de Mitchum et al., 1977).

79 Octubre 2010



Tipos de terminaciones sísmicas de estratos Solapamiento u “onlap”: relación geométrica de estratos inicialmente horizontales que se acuñan sobre una superficie inclinada (Fig. 3.18, 3.19, 3.20). Puede también definirse para un paquete de estratos inicialmente inclinados que se acuñan contra una superficie de mayor inclinación inicial.. • Downlap (cuña de progradación): Relación geométrica en la cual estratos inicialmente inclinados hacia la cuenca, terminan contra capas inicialmente horizontales o de menor inclinación. También suele describirse como “clinoformes” gracias a la geometría progradante de las superficies depositacionales (Fig. 3.18, 3.21, 3.22).. • Toplap (cuña crestal): Relación geométrica que enfatiza la terminación de estratos inclinados contra superficies suprayacentes menos inclinadas. Esta geometría se debe a no depositación o a erosión muy leve (Fig.3.18, 3.23, 3.24).. • Truncamiento: terminación de estratos o reflectores sísmicos inclinados contra una superficie discordante, situación que permite delimitar el tope de una secuencia de depósitos. Esta geometría se debe a importantes etapas de erosión (Fig. 3.18, 3.25, 3.26).. • Truncamiento aparente: relación geométrica de las terminaciones de los estratos o reflectores sísmicos interpretados, del sistema transgresivo y los de nivel alto. La retrogradación de las parasecuencias refleja una geometría de truncamiento aparente, la cual nunca debe interpretarse como una erosión. Esta geometría es usualmente reconocida en los perfiles sísmicos por debajo de la superficie basal de progradación, la cual delimita la máxima transgresión marina (Fig.3.18).. 80 Octubre 2010



A.

B.

Fig. 3.18. Esquemas diagramáticos mostrando las terminaciones estratigráficas de reflexiones sísmicas dentro de una secuencia idealizada. (A) muestra una secuencia sencilla (Mitchum et al., 1977); (B) muestra por lo menos dos secuencias y mayor complejidad de relaciones estratigráficas (Vail et al., 1987)

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Fig. 3.19. Patrones de reflexión sísmica discordantes hacia la base en forma de Onlap o Solapamiento. (Tomado de Bally, 1987)

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Fig. 3.20. Patrones de reflexión sísmica discordantes hacia la base. Los casos (a) y (b) son solapamientos (onlaps). La segunda sección de cada pareja muestra la interpretación. Tomado de Mitchum et al., 1977

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Fig. 3.21. Patrones de reflexión sísmica discordantes hacia la base en forma de Downlap. (Tomado de Bally, 1987)

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Fig. 3.22. Patrones de reflexión sísmica discordantes hacia la base formando terminaciones en downlap. Este tipo de geometría comunmente marca la presencia de facies de sección condensada en el punto de downlap. (Tomadao de posamentier and Allen, 1999).

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Fig. 3.23. Patrones de reflexión sísmica discordantes hacia la base en forma de Toplap. (Tomado de Bally, 1987)

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Fig. 3.24. Patrones de reflección sísmica discordantes hacia el tope. Los casos (c) y (d) son toplaps. La segunda sección de cada pareja muestra la interpretación. Tomado de Mitchum et al., 1977)

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Fig. 3.25. Ejemplos de líneas sísimicas mostrando patrones de reflexión sísmica discordantes hacia el tope indicando la presencia de Truncamiento Erosional. A la izquierda un caso común de truncamiento erosional y a la derecha un caso de truncamiento erosional por socavamiento. (Tomado de Bally, 1987)

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Fig. 3.26. Patrones de reflección sísmica discordantes hacia el tope. Los casos (a) y (b) son truncamientos erosionales. La segunda sección de cada pareja muestra la interpretación. Tomado de Mitchum et al., 1977)

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RECONOCIMIENTO DE DISCONTINUIDADES ESTRATIGRÁFICAS La ESTRATIGRAFIA DE SECUENCIAS comprenden dos tipos de discontinuidades estratigráficas: • límites de secuencia • superficies de máxima inundación

LÍMITES DE SECUENCIAS ESTRATIGRÁFICAS • Un límite de secuencia es una discontinuidad y sus superficies correlativas, las cuales son contínuas lateralmente, como una superficie que cubre una parte o la cuenca entera y puede ocurrir sincrónicamente en varias cuencas alrededor del mundo (Fig. 3.27). • Representa una superficie cronoestratigráficamente significativa. En general, los estratos que están por encima de ese límite no tienen relaciones físicas temporales con las rocas que se encuentran por debajo.

• Sobre la cuenca los límites de secuencia consisten de discontinuidades formadas por exposición subaérea y erosión fluvial durante una caída del nivel del mar. • Hacia la cuenca, esas discontinuidades se tornan superficies concordantes, aunque la erosión submarina puede ocurrir en límites de secuencia sobre el talud. • Los límites de secuencia siempre están asociados con el máximo desarrollo de areniscas, tanto en la plataforma como en la cuenca (Allen, 1991). • En núcleos de pozo y afloramientos, generalmente se ubican en cambios bruscos de litología y en superficies que separan dos modos depositacionales (Cramez y Audemard, 1990). • En perfiles sísmicos los patrones de las terminaciones de las reflexiones definidas por los onlaps, downlaps, toplaps y truncamientos erosionales, son los indicadores de discontinuidades y de los límites de secuencias (Fig. 3.27, 3.28).

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Fig. 3.27. Ejemplo de una sección sísmica costa afuera de Africa noroccidental mostrando las secuencias definidas por las reflexiones sísmicas. Los patrones de las terminaciones de las reflexiones determinan los onlaps, downlaps, truncamientos y toplaps de los estratos en los límites de secuencias. Los límites de secuencias se muestran en líneas negras. Las flechas señalan las terminaciones de onlap, downlap, toplap y truncamiento, los cuales sirven para reconocer los límites de secuencias. (Tomado de Mitchum et al.,1977)

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Fig. 3.28. Relación estratigráfica y significado cronoestratigráfico de los patrones de terminaciones de reflexiones sísmicas. En una sección sísmica los patrones de las terminaciones de las reflexiones definidas por los onlaps, downlaps, toplaps y truncamientos erosionales, son indicadores de discontinuidades estratigráficas y de los límites de secuencias. (Tomado de Mitchum et al.,1977)

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HIATUS DEPOSITACIONAL Un hiatus se puede considerar como una superficie de no depositación, o de espesor extremadamente restringido, asociada a una discontinuidad entre sistemas sedimentarios diferentes. La superficie de este tipo que mejor se conoce es la superficie basal de progradación, que separa el sistema transgresivo de un sistema regresivo.

Períodos de no depositación • Los hiatus por no depositación están asociados a superficies que delimitan la depositación de estratos: a) cuñas de agradación (por onlap), b) superficies basales de progradación (por downlap), c) cuñas crestales (por toplap). Es decir que indica un intervalo de tiempo geológico durante el cual no se depositó ningún estrato sobre la superficie de depositación.

Periodos de baja tasa de sedimentación • Constituyen ejemplos extremos de superficies concordantes separadoras de estratos, a lo largo de las cuales se observa sedimentación continua sin evidencias de erosión y por consiguiente, de hiatus. • La superficie de discontinuidad recibe el nombre de paraconformidad • Los depósitos condensados y los hard grounds son los ejemplos más ilustrativos (Fig. 3.29) 93 Octubre 2010



Fig. 3.29. Diagrama resumen donde se muestra la relación entre superficies de no sedimentación, facies nodulosas incipientes y verdaderos “hard grounds”. (Tomado de Corrales et al., 1977)

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DISCORDANCIAS La discordancia es una superficie geológica indicativa de una exposición subaérea durante un considerable intervalo de tiempo. Se caracteriza por presentar truncamientos erosivos y un hiatus importante. De este concepto se excluyen las superficies de erosión tenue asociadas a hiatus de muy corta duración (ej.: los límites de parasecuencias). También se excluyen a todos aquellos procesos geológicos que involucran sincronismo entre erosión y depositación a muy corta distancia, como el caso de las barras de meandro. Para el caso de su estudio e impacto en estratigrafía sísmica y secuencial, las discordancias más importantes son:

Discordancias Tipo 1 : Límite de Secuencia Tipo 1 (Fig. 3.30 A) Resultan de la exposición total de la plataforma y parte del talud continental, cuando la tasa de descenso del nivel eustático del mar es mayor que la tasa de subsidencia, produciendo entonces que la línea de costa se desplace hacia la cuenca hasta su nueva posición más abajo del quiebre de la plataforma-talud. El área expuesta es erosionada y los sistemas fluviales se encajan en la planicie costera y en la plataforma, originando valles incisos. Hacia las partes profundas de la cuenca o donde la erosión no tuvo efectos, estas discordancias pasan lateralmente a superficies concordantes correlativas (Fig. 3.31)..

Discordancias Tipo 2 : Límite de Secuencia Tipo 2 (Fig. 3.30 B) Resultan de la exposición parcial de la plataforma. Se caracteriza por un desplazamiento de las facies litorales hacia el borde de la plataforma, sin llegar a su borde. Esto ocasiona una reducción apreciable del área de exposición subaérea sometida al rejuvenecimiento de los cursos fluviales. También se desarrolla cuando la tasa de descenso del nivel eustático es mayor que la tasa de subsidencia. Hacia el borde de la plataforma o donde la erosión no tuvo efectos, estas discordancias pasan lateralmente a superficies concordantes correlativas (Fig. 3.31)..

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(A)

(B)

Fig. 3.30. Bloques esquemáticos mostrando la formación y ubicación de una discordancia Tipo 1 (A) y una discordancia Tipo 2 (B). Ambas superficies de discontinuidad estratigráfica son a la vez límites de secuencia Tipo 1 y Tipo 2, respectivamente (Modificado de Vail y Wornardt, 1993)

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Arriba (1a). Sección estratigráfica generalizada de una secuencia. Los límites definidos por las superficies A y B pasan lateralmente de discordancias a superficies concordantes correlativas. Los estratos 1 al 25 pueden estar en sucesión continua o interrumpidos por discordancias y hiatos, dependiendo del lugar donde se mire.

Abajo. Sección cronoestratigráfica generalizada de la secuencia mostrada arriba (tiempo geológico en eje de ordenadas) . Los intervalos de tiempo geológico para cada estrato son iguales. Los intervalos de tiempo de la secuencia entre las superficies A y B varía de un lugar a otro, pero la variación está confinada dentro de límites sincrónicos. Esos límites se determinaron por aquellas partes donde los límites de la secuencia son concordantes. Aquí los límites ocurren al comienzo del estrato 11 y el final del estrato 19. Un secrón se define como el máximo intervalo de tiempo de una secuencia.

Fig. 3.31. Relaciones cronoestratigráficas de los límites de una secuencia depositacional (Modificado de Mitchum et al., 1977)

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SECCION CONDENSADA Consiste en un delgado intervalo cronoestratigráfico, compuesto por sedimentos marinos pelágicos y hemipelágicos con muy poca influencia terrígena, depositados a una tasa de aporte de sedimentos extremadamente baja sobre la plataforma, el talud y el plano abisal, durante un período de máximo aumento del nivel relativo del mar y una máxima transgresión de la línea de costa. Estas secciones se caracterizan por sus abundantes minerales autigénicos y amplia diversidad de fósiles planctónicos. La superficie de máxima inundación dentro de una sección condensada provee la correlación cronoestratigráfica entre los sedimentos de la plataforma y el talud (Fig. 3.32).

SUPERFICIE DE MÁXIMA INUNDACION (mfs) Es la superficie que separa los sistemas transgresivos y los de nivel alto. Representa la facies de máxima transgresión marina dentro de una secuencia y siempre están asociadas a depósitos de lutitas inclinadas hacia la cuenca. Tiene una superficie correlativa en la planicie costera y otra en la plataforma y cuenca profunda. Esta superficie siempre está fosilizada por una superficie basal de progradación. La superficie de máxima inundación se reconoce fácilmente en la plataforma porque forma downlap en la base del sistema de nivel alto, mientras que hacia la cuenca profunda es muy difícil de identificar porque se confunde con otras terminaciones de downlap (Fig. 3.32)..

SUPERFICIE DE INUNDACION (sf) Es una superficie que indica hundimiento o profundización abrupta del agua. El hundimiento está comunmente asociado a una ligera erosión submarina debido a la acción de las olas. Una superficie de inundación no se halla fosilizada por una superficie de progradación, excepto en el caso de que esta coincida con un límite de secuencia (Cramez y Audemard, 1990)

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Fig. 3.32. Diagrama esquemático mostrando la ubicación y las características de la sección condensada y la superficie de máxima inundación (mfs). (Tomado de Vail y Wornardt ,1993).

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Superficie de ravinamiento Es una superficie diacrónica erosiva, subacuática, asociada a la erosión que se produce en la línea de costa y áreas cercanas, cuando se produce un ascenso del nivel relativo del mar. Esta superficie se mueve paralela a la línea de costa y literalmente “rasura” los depósitos costeros preexistentes. Las cárcavas y horadaciones así formadas, son rellenadas con sedimentos arenosos reciclados durante el ascenso del mar. Usualmente los sedimentos erosionados tamaño limo o arcilla son transportados y redepositados hacia la cuenca. Las superficies de ravinamiento son comunmente atribuidas al movimiento transgresivo de la porción hacia tierra firme de los Sistemas Encadenados Transgresivos (ver Fig.3.33).

Fig.3.33. Formación de una superficie de ravinamiento sobre una línea de costa de fuerte oleaje, durante un ascenso del nivel relativo del mar. Si la erosión del oleaje es importante, se puede interrumpir la continuidad lateral del potencial reservorio. (Tomado de Allen, 1997)

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4. FACIES SÍSMICAS

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FACIES SISMICAS

FACIES SISMICAS •

Facies Sísmicas: es el conjunto de propiedades físicas observables en un perfil sísmico para un estrato o conjunto de estratos.

•

El análisis de facies sísmicas se basa en el estudio de atributos sísmicos, que son parámetros calculados a partir de la información contenida en la traza sísmica. Desde su comienzo a principios de la década de 1970, la aplicación de los atributos sísmicos ha sido validada como una herramienta analítica para predicción litológica en caracterización de yacimientos.

•

Las propiedades a destacar son: la configuración interna de los reflectores, la continuidad, la amplitud, la frecuencia y la velocidad del intervalo (Tabla 4.1).

•

El análisis de facies sísmicas es la descripción e interpretación geológica de estos parámetros de reflexión sísmica. De esta manera representa una poderosa técnica cualitativa para el análisis estratigráfico de los datos sísmicos tanto en la exploración de hidrocarburos como en la caracterización de yacimientos (Fig. 4.1).

Fig. 4.1. En la Figura mostrada se diferencian tres tipos de facies sísmicas en función de la geometría de los reflectores sísmicos (modificado de Vera,1984)

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•

La configuración de reflexión revela patrones de espesor, con lo que se puede interpretar procesos depositacionales y erosión. Las reflexiones en contactos de fluidos pueden ser identificadas.

•

La continuidad de reflexión está asociada con la homogeneidad de los estratos.

•

La amplitud de reflexión contiene información de los contrastes de impedancia de las interfaces y el espaciamiento entre ellas; también puede predecir cambios laterales.

•

•

La frecuencia se relaciona a factores geológicos como el espaciamiento de reflectores, cambios laterales en la velocidad interválica y presencia de gas.

FACIES SISMICAS

•

Para poder asociar una interpretación geológica y depositacional de los parámetros de reflexión sísmica, se debe realizar dos pasos claves (West, 2002): 1) Clasificación: se defininen las facies sísmicas, su extensión lateral y vertical. 2) Interpretación: análisis de las asociaciones laterales/verticales, modelos de mapas y calibración con pozos.

•

Las facies sísmicas están controladas por las litofacies de los materiales y sobre todo por la geometría de la estratificación.

•

El volumen ocupado por una misma facies sísmica se denomina Unidad Litosísmica o Unidad de facies sísmicas.

Grupos de estos parámetros en mapas de facies sísmicas permiten la interpretación en términos de ambientes depositacionales, fuente de sedimentos y configuración geológica.

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FACIES SISMICAS

Reflexión Sísmica • La reflexión sísmica se genera por las diferencias elásticas y acústicas existentes entre los estratos, conocidas como impedancia acústica. • La impedancia acústica es una propiedad física que determina los coeficientes de reflexión con incidencia normal a través de su contraste, y es expresada como la densidad multiplicada por la velocidad sísmica de la onda P del medio. • Esta propiedad es de gran importancia en los métodos sísmicos, ya que la reflexión de una onda se produce en interfases que separan dos medios con diferentes impedancias acústica. • La interacción entre estos coeficientes de reflexión de las rocas y la señal emitida a través de éstas por una fuente de energía, da como resultado una traza sísmica (Fig. 4.2).. • La respuesta de las amplitudes en las trazas sísmicas varía con los cambios de impedancia acústica, que son reflejados por ejemplo en cambios en la litología. • Para poder relacionar estos cambios en los valores de los parámetros de la traza sísmica con las variaciones de litología, se ha desarrollado el estudio de atributos sísmicos, que junto con el análisis de facies sísmicas tienen por objetivo ser una poderosa herramienta para la caracterización estratigráfica y estructural de cuencas sedimentarias.

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FACIES SISMICAS

Fig. 4.2. Relación entre la geología, la impedancia acústica y la traza sísmica (Modificado de Mitchum y Sangree, 1998)

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FACIES SISMICAS

ATRIBUTOS SISMICOS •

En geofísica, los atributos sísmicos son medidas de las características geométricas, cinemáticas, dinámicas y estáticas de la información total contenida en los datos sísmicos. Estas medidas están usualmente basadas en medidas de amplitud y frecuencia (Tabla 4.1)

•

Los atributos son de gran utilidad ya que se correlacionan con algunas propiedades físicas de interés, bien sea de manera cuantitativa o cualitativa (Hart, 2002)

•

El objetivo de un estudio cuantitativo es hacer predicciones numéricas de las propiedades del subsuelo de interés a través de la sísmica.

•

En un análisis cualitativo, la finalidad es encontrar estructuras que comparten características similares; este estudio provee información de la geometría y de la distribución de las propiedades físicas de los estratos, tales como porosidad, litología, espesor de capa, etc.

•

Mediante la geometría y las propiedades físicas de los estratos, se puede extraer la mayor información de los datos sísmicos y utilizarlos para interpretar las características estructurales, estratigráficas y litológicas del subsuelo. Por tal motivo, es de suma importancia realizar una calibración con registros de pozos e información del yacimiento para así justificar cualquier correlación entre atributos sísmicos y geología (Ver Tablas 4.4, 4.5 y 4.6 al final del capítulo).

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FACIES SISMICAS

Atributos más utilizados en la interpretación geológica de facies sísmicas Amplitud: es una función de la impedancia acústica y puede correlacionarse directamente con la geología. Contiene información de los contrastes de impedancia de las interfases y el espaciamiento entre ellas. También puede predecir cambios laterales de litología. La respuesta de las amplitudes en las trazas sísmicas varía con los cambios de impedancia acústica, que son reflejados por ejemplo en cambios en la litología. Sin embargo, un mismo valor de amplitud puede ser producido por litologías distintas, por lo que no es suficiente para discriminar estas diferencias litológicas.

Continuidad: es la propiedad por la cual un evento o pulso sísmico puede ser reconocido en trazas sucesivas. Estos pulsos repetidos crean alineaciones que dan la característica de continuidad a lo largo de las secciones sísmicas. La continuidad de reflexión está asociada con la homogeneidad de los estratos.

Velocidad Interválica (Vi): es la relación entre el espesor de una capa en particular (ΔZ) y el tiempo que tarda la onda en viajar desde el tope de la capa hasta su base (Δt). Su relación con la densidad del intervalo rocoso puede suministrar información acerca de la composición litológica (Tabla 4.2; Fig. 4.3)

Frecuencia: se relaciona a factores geológicos como el espaciamiento entre reflectores, cambios laterales de velocidad interválica y presencia de gas. 107 Octubre 2010


FACIES SISMICAS

Parámetros de las facies símicas

Interpretación geológica

Configuración de la reflexión

Patrones de estratificación Procesos depositacionales Erosión y paleotopografía Contactos de fluídos

Continuidad de reflexión

Continuidad de la estratificación Procesos depositacionales

Amplitud de reflexión

Contraste de velocidad – densidad Espaciamiento entre capas Contenido de fluído

Frecuencia de reflexión

Espesor de capas Contenido de fluído

Velocidad interválica

Estimación de litología (Tabla 4.2) Estimación de porosidad Contenido de fluído

Forma externa o geometría y asociación areal de las unidades de facies sísmicas

Espesor de facies / ambiente sedimentario Fuente de sedimentos Configuración geológica

Tabla 4.1. Parámetros de las facies sísmicas y su significado geológico (Modificado de Mitchum et al., 1977) 108 Octubre 2010


FACIES SISMICAS

TABLA 4.2. ALGUNAS RELACIONES VELOCIDAD - DENSIDAD CON LA LITOLOGIA LITOLOGIA

VELOCIDADES MAS ALTAS

VELOCIDADES MAS BAJAS

LUTITAS

ENTERRAMIENTO PROFUNDO

ENTERRAMIENTO SOMERO

AUMENTA CON EL ENTERRAMIENTO

RICA EN LIMO

PURA ARCILLA

AUMENTA CON EL CONTENIDO DE LIMO

EQUILIBRIO HIDROSTÁTICO

PRESION DE FLUIDO ANORMAL

DISMINUYE CON PRESION ANORMAL

CONTENIDO CALCAREO (MARGAS)

PURA ARCILLA

AUMENTA CON EL CONTENIDO CALCAREO

POROSIDAD BAJA

POROSIDAD ALTA

DISMINUYE CON LA POROSIDAD (ESPECIALMENTE EN ARENISCAS POBREMENTE ESCOGIDAS)




ESCOGIMIENTO POBRE

ESCOGIMIENTO BUENO

CEMENTADA CON SILICE O CARBONATOS

SIN CEMENTO

ALTO CONTENIDO DE FELDESPATOS

SOLO GRANOS DE CUARZO

RICA EN LIMO

UNICAMENTE GRANOS TAMAÑO ARENA

SATURADA DE AGUA

SATURADA DE GAS

DISMINUYE CON LA SATURACION DE GAS

SATURADA DE AGUA

SATURADA DE ACEITE (LIGERAMENTE)

DISMINUYE (LIGERAMENTE) CON LA SATURACION DE ACEITE

UNICAMENTE TAMAÑO LIMO

RICA EN ARCILLA

RICA EN ARENA

UNICAMENTE TAMAÑO LIMO

SATURADA DE AGUA

SATURADA DE GAS



ARENISCAS

LIMOLITAS

DENSIDADES

AUMENTA CON LA CEMENTACION


(Modificado de Mitchum y Sangree, 1998)

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FACIES SISMICAS

Fig. 4.3. Diagrama para estimación de litologías en función de la Velocidad de Intervalo y la profundidad en subsuelo (Tomado de Mitchum y Sangre, 1998)

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FACIES SISMICAS

CONFIGURACIONES DE REFLEXIONES SÍSMICAS La configuración de reflexión revela patrones de espesor, con lo que se puede interpretar procesos depositacionales y erosión (Fig.4.4; 4.5, 4.6, 4.7 y Tabla 4.7).

Fig. 4.4. Configuraciones de reflexiones sísmicas: paralela (plana y ondulada), subparalela y divergente (Tomado de Mitchum et al., 1977).

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FACIES SISMICAS

Fig.4.5. Configuraciones de reflexiones sísmicas paralelas y subparalelas: (a) es una configuración paralela con buena continuidad y alta a media amplitud; (b) es una configuración subparalela con buena y a media continuidad y alta a media amplitud. (Tomado de Mitchum et al., 1977)

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FACIES SISMICAS

Fig. 4.6. Configuraciones de reflexiones sísmicas divergentes: (c) y (d) presentan engrosamiento de los ciclos de reflexión individuales en dirección de la divergencia. En dirección del adelgazamiento no se distinguen terminaciones sistemáticas. (Tomado de Mitchum et al., 1977)

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FACIES SISMICAS

Algunas variaciones menores en los patrones de las configuraciones sísmicas pueden ser descritas mediante términos modificantes como: plana (even), ondulada (wavy), acolinada (hummocky), lenticular, interrumpida (disrupted) y contorcionada (contorted), tal como se ilustra en las Figuras 4.7 y 4.8. (También ver Tabla 4.7)

Fig. 4.7. Ilustraciones esquemáticas mostrando algunas variaciones comunes de configuraciones sísmicas (Tomado de Mitchum et al., 1977).

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FACIES SISMICAS

Fig. 4.8. Ejemplo de configuración sísmica contorsionada. Las reflexiones se interpretan como superficies de estratos contorsionados; es decir vinculados a contornitas. (Tomado de Mitchum et al, 1977)

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FACIES SISMICAS

Montículos y facies monticuladas Los montículos son configuraciones de reflexiones que representan elevaciones o prominencias formadas por la estratificación, respecto al nivel general de la estratificación adyacente. Pueden resultar de procesos depositacionales clásticos, volcánicos o de crecimientos orgánicos (arrecifes). Sus límites se caracterizan por las terminaciones de onlaps y downlaps de los estratos suprayacentes que los rodean. Debido a sus diversos orígenes, los montículos pueden tener variadas formas externas y configuraciones internas (Fig. 4.9) . Los abanicos submarinos (Fig.4.10), lóbulos, derrumbes, contornitas (Fig.4.11), ondas migratorias (Fig.4.12), cuerpos carbonáticos (Fig.4.13) y arrecifes y pilas volcánicas (Fig.4.14), son las configuraciones monticuladas más comunes

Fig.4.9. Algunas unidades de facies sísmicas monticuladas (Tomado de Mitchum et al., 1977)

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FACIES SISMICAS

A.

B.

Fig. 4.10. Dos ejemplos de patrones de reflexión sísmica interpretados como abanicos: A) abanico submarino y B) abanico deltáico. (Tomado de Bally, 1987)

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FACIES SISMICAS

A.

B.

Fig. 4.11. Dos ejemplos de patrones de reflexión sísmica interpretados como contornitas. (Tomado de Bally, 1987)

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FACIES SISMICAS

Fig. 4.12. Patrones de reflexión sísmica interpretadas como ondas migratorias, ocuurren sobre una superficie horizontal y están asociadas usualmente a transporte por corrientes de fondo en aguas profundas. (Tomado de Bally, 1987)

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FACIES SISMICAS

(SIGMOIDAL)

Fig. 4.13. Patrones de reflexión sísmica interpretadas como morro carbonatado de borde de plataforma. (Tomado de Bally, 1987)

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FACIES SISMICAS

Fig. 4.14. Dos ejemplos de patrones de reflexión sísmica interpretados como montículos volcánicos. (Tomado de Bally, 1987)

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FACIES SISMICAS

CLINOFORMAS DE PROGRADACIÓN • Usualmente están asociadas con descensos elativos del nivel del mar y a procesos regresivos (Fig. 4.15 y Tabla 4.7)

(SIGMOIDAL)

(OBLICUO)

(ENTEJADO)

(CLINOFORMAS ACOLINADAS) Fig. 4.15. Patrones de reflexión sísmica interpretadas como clinoformas progradantes, asociadas usualmente a descensos elativos del nivel del mar y a procesos regresivos. (Modificaado de Mitchum et al., 1977)

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FACIES SISMICAS

Fig. 4.16. Dos ejemplos de líneas sísmicas mostrando un ejemplo de facies sísmica progradante-oblicua. Esta configuración implica condiciones depositacionales con alguna combinación de alto aporte de sedimentos, baja a nula subsidencia y un nivel alto del mar, para permitir un rápido relleno de la cuenca y el tránsito de sedimentos con algo de erosión de la superficie depositacional superior. (Tomado de Bally, 1987)

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FACIES SISMICAS

Fig. 4.17. Ejemplos de configuraciones de reflexiones sísmicas sigmoidales. Esta configuración implica bajo aporte de sedimentos con rápida subsudencia y/o rápido ascenso del nivel del mar para permirir la depositación y preservación de los estratos del tope del intervalo. (Tomado de Bally, 1987)

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FACIES SISMICAS

Fig. 4.18. Ejemplos de configuraciones de reflexiones sísmicas sigmoidales y oblicuas: (c) es principalmente paralela – oblicua; (d) es compleja sigmoidal – oblicua. (Tomado de Mitchum et al., 1977)

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FACIES SISMICAS

Fig. 4.19. Ejemplos de configuraciones de reflexión sísmica sigmoidal y oblicua: (a) es sigmoidal y (b) es principalmente tangencial – oblicua con algo de sigmoidal. (Tomado de Mitchum et al., 1977)

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FACIES SISMICAS

Fig. 4.20. Ejemplos de configuraciones de reflexiones sísmicas entejadas (shingled) y clinoformas acolinadas (hummocky): (a) es una configuración entejada (con y sin interpretación); (b) es clinoforma acolinada. (Tomado de Mitchum et al., 1977)

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FACIES SISMICAS

Fig. 4.21. Ejemplos de configuraciones de reflexiones sísmicas entejadas (shingled) y clinoformas acolinadas (hummocky): (b) es clinoforma acolinada con algo de entejada; (c) es configuración clinoforma acolinada. (Tomado de Mitchum et al., 1977)

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FACIES SISMICAS

Fig. 4.22. Ejemplos de configuraciones sin reflexiones sísmicas determinadas: (b) ningún patrón puede ser reconocido ni interpretado; (c) no presenta reflexiones visibles (caso de las lutitas sísmicamente homogéneas). (Tomado de Mitchum et al., 1977)

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FACIES SISMICAS

Facies sísmicas de relleno Los patrones de reflexión de relleno son estratos que rellenan las depresiones o relieve negativo en los estratos infrayacentes. Las reflexiones infrayacentes pueden mostrar truncamiento erosional o concordancia a lo largo de la superficie basal de la unidad de relleno. Las unidades de relleno se pueden clasificar de acuerdo a su forma externa, tales como: rellenos de canal (channel fill), de cubeta (trough fill), de cuenca (basin fill) y de frente de talud (slope-front fill). A continuación en las Figuras 4.23 y 4.24, se muestran algunas de las configuraciones sísmicas internas de estos rellenos. También ver Tabla 4.7

RELLENO DE SOLAPAMIENTO

RELLENO DE SOLAPAMIENTO MONTICULADO

RELLENO DIVERGENTE

RELLENO PROGRADADO

RELLENO CAÓTICO

RELLENO COMPLEJO

Fig. 4.23. Algunos rellenos de unidades de facies sísmicas (Modificado de Mitchum et al. 1977)

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FACIES SISMICAS

Fig. 4.24. Dos ejemplos de patrones de reflexión sísmica de relleno en “onlap” interpretados como cañones submarinos. (Tomado de Bally, 1987)

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FACIES SISMICAS

FORMAS EXTERNAS DE FACIES SÍSMICAS Las formas externas de las Unidades de Facies Sísmicas pueden ser divididas en subtipos dependiendo de su origen, configuraciones internas y modificaciones externas de las mismas (Fig. 4.25). La láminas (sheets), cuñas (wedges) y bancos (banks), son las unidades de facies sísmicas más comunes en las plataformas (Fig. 4.25, 4.26). Las configuraciones internas dentro de las unidades son diversas y variables (paralelas, divergentes, progradantes). Los mantos laminares (sheet drapes) consisten de reflexiones paralelas y continuas, interpretadas como extensas coberturas de sedimentos finos encima de la topografía subyacente en un patrón que sugiere depositación marina profunda, de baja energía e independiente del relieve del fondo. Los lentes pueden ocurrir en muchas asociaciones de facies sísmicas, pero son más comunes en las unidades de facies de clinoformas progradantes. Los montículos y los rellenos son grupos de formas sísmicas derivadas de estratos con diversos orígenes, formando prominencias o rellenando depresiones sobre las superficies depositacionales (Fig. 4.10, 4.25 y Tabla 4.7).

Fig. 4.25. Formas externas de algunas unidades de facies sísmicas. (Tomado de Mitcum et al., 1977)

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FACIES SISMICAS

Fig. 4.26. Configuración externa de banco mostrando una clinoforma bien definida que marca el área plataforma-talud y el contrastante solapamiento del relleno de la cuenca. (Tomado de Bally, 1987))

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FACIES SISMICAS

Facies sísmicas de plataforma

AMPLITUD Y CONTINUIDAD ALTAS (ALTA Y BAJA ENERGIA INTERESTRATIFICADA)

AMPLITUD BAJA (ENERGIA UNIFORME)

AMPLITUD VARIABLE Y CONTINUIDAD BAJA (ENERGIA VARIABLE)

MONTÍCULO AMPLIO, DE BAJO RELIEVE AMPLITUD Y CONTINUIDAD VARIABLES (ENERGIA VARIABLE)

Fig. 4.27. Ilustraciones diagramáticas de tipos de facies sísmicas de plataforma. (Modificado de Sangree and Widmier, 1977)

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FACIES SISMICAS

Facies sísmicas de margen de plataforma y talud progradado La facies progradacional-oblicua es una configuración de reflexiones oblicuas prominentes cuando se observan paralelas al buzamiento depositacional. Las reflexiones terminan en toplap en o cerca de la superficie superior y por downlap en la base. Los buzamientos depositacionales promedian 10º y los buzamientos son significantemente más empinados que las facies progradacionalsigmoidal (Fig.4.28). En 3 dimensiones, las unidades oblicuas tienen frecuentemente forma de abanico. Buzamiento abajo la facies puede estar asociada con facies de desplome o derrumbe de masas provenientes del talud o pueden ser solapadas por varias facies de relleno. Las facies oblicuas pueden también gradar lateral y verticalmente a facies progradacional-sigmoidal.

Las facies progradacional-sigmoidal se caracterizan por claras reflexiones sigmoides (forma de S) a lo largo del buzamiento depositacional. Hacia la base de la unidad, las reflexiones terminan en downlaps y hacia el topes on concordantes. Los sedimentos de esta facies se depositan sobre el talud a lo largo del margen de la plataforma. Comunmente forma un lente elongado, paralelo con el rumbo depositacional. En las líneas sísmicas paralelas al rumbo depositacional, las reflexiones son usualmente paralelas y concordantes con los límites de la unidad (Fig. 4.28).

FACIES PROGRADACIONAL-OBLICUA (ENERGIA ALTA)

FACIES PROGRADACIONAL-SIGMOIDAL (ENERGIA BAJA) Fig. 4.28. Tipos de facies sísmicas de margen de plataforma y talud progradado. (Modificado de Sangree and Widmaier, 1977)

135 Octubre 2010


FACIES SISMICAS

Facies sísmicas de talud y piso de cuenca Estas facies comunmente cubren desde el piso o fondo de la cuenca hacia el talud. Por ejemplo, los complejos de abanicos submarnos que se extienden desde su ápice en el talud, hacia la cuenca. Las unidades de facies sísmicas caóticas y de relleno solapante se depositan en bajos topográficos sobre el taludo y el piso de la cuanca, incluyendo la planicie oceánica, cuencas locales, canales o cubetas, o áreas de aplanamiento topográfico en la configuración del talud (Fig. 4.29) Estas facies usualmente se depositan por corrientes de turbidez de alta densidad y procesos de transporte de masas. La presencia de fauna de ambientes más someros es común encontrarla en núcleos de todos los tipos de facies caóticas. Las dos características más indicativas de alta energía depositacional y consecuentemente de presencia de arenas, parece ser la creciente irregularidad del patrón y carácter de las reflexiones y del monticulado de las formas externas. Por lo tanto los complejos de abanicos submarinos, los solapamientos monticulados y las unidades caóticas se interpretan como depósitos de alta energía.

ONDULADA (BAJA ENERGIA)

COMPLEJO DE ABANICO (ALTA ENERGIA)

RELLENO DE TALUD (BAJA ENERGIA)

CONTORNITA (ENERGIA VARIABLE)

RELLENO DE SOLAPE (BAJA ENERGIA)

RELLENO DE SOLAPE MONTICULADO (ALTA ENERGIA)

RELLENO CAÓTICO (ENERGIA VARIABLE)

Fig. 4.29. Tipos de facies sísmicas de talud y piso de cuenca. (Modificado de Sangree and Widmier, 1977)

136 Octubre 2010


FACIES SISMICAS

Reconocimiento sísmico de cuerpos carbonáticos Como propósito de análisis sísmico, los cuerpos de rocas carbonáticas se agrupan en: 1) barreras: son alargados, rodeados de aguas relativamente profundas durante su depositación; 2) pináculos: son equidimensionales y rodeados de aguas profundas durante su depositación; 3) cuerpos de margen de plataforma: son lineares, rodeados de aguas profundas por un lado y por aguas someras por el otro; y parches carbonáticos: se forman en aguas someras, muy cerca del margen de la plataforma o ampliamente dispersos en la plataforma. Un cuidadoso análisis de un apropiado mallado de líneas sísmicas se requiere para definir las formas y los ambientes depositacionales de esos cuerpos (Fig. 4.30)

Fig. 4.30. Tipos de cuerpos de carbonatos reconocidos en interpretaciones sísmicas. La clasificación convencional de arrecifes y bancos, no es facilmente aplicable a información sísmica (aunque se prefiere). (Tomado de Bubb and Hatlelid, 1977)

137 Octubre 2010


FACIES SISMICAS Criterios geofísicos para reconocer cuerpos carbonáticos

Configuración de límites. Comunmente la configuracion de las reflexiones definen directamente los límites del cuerpo carbonático. Estas incluyen las reflexiones del tope y los lados y el solapamiento de reflexiones suprayacentes al cuerpo (Fig. 4.31 A). La topografía depositacional debe ser lo suficientemente grande para que esos criterios sean evidenciados en el registro sísmico (Fig.4.32). Cambios de facies sísmicas. Los cambios pueden ocurrir en la amplitud, la frecuencia o en la continuidad de las reflexiones desde dentro del cuerpo, o entre el cuerpo y las reflexiones sincrónicas laterales o del solapamiento de reflexiones más jóvenes (Fig. 4.31 B). Tales cambios resultarían donde las diferencias en la continuidad de la estratificación, la densidad y/o velocidad, existan dentro del cuerpo o entre el cuerpo y los estratos adyacentes.

(A) CONFIGURACION DE LIMITES

(B) PATRONES INTERNOS

Fig. 4.31. Criterios sísmicos para reconocer cuerpos carbonáticos. (Modificado de Bubb and Hatlelid, 1977)

138 Octubre 2010


FACIES SISMICAS

RECONOCIMIENTO SISMICO DE CUERPOS CARBONATICOS

Fig. 4.32. Perfil sísmico donde se presenta un cuerpo carbonático de margen de plataforma que puede ser notado por: 1) la reflexión en el tope y el frente del cuerpo; 2) el solapamientos de ciclos encima del cuerpo; 3) cambio de reflectores paralelos y continuos, a reflectores discontinuos; 4) numerosas difracciones; 5) plegamiento sobre el cuerpo y 6) cambio abrupto en el buzamiento de los reflectores. El cuerpo carbonático mostrado se interpreta como Jurásico Superior. La línea proviene de costa afuera de Africa Occidental. (Tomado de Bubb and Hatlelid, 1977)

139 Octubre 2010


FACIES SISMICAS UNIDAD DE FACIES SISMICAS

FACIES AMBIENTALES

TIPICAMENTE CLASTICOS MARINO SOMEROS DEPOSITADOS PRINCIPALMENTE POR POR OLEAJE. CONTINUIDAD TAMBIEN PODRIA ALTA Y TRATARSE DE AMPLITUD ALTA CLASTICOS FLUVIALES INTERESTRATIFICADOS CON DEPOSITOS DE MARISMAS.

CLASTICOS MARINOS DEPOSITADOS POR CORRIENTES DE AMPLITUD BAJA TURBIDEZ DE BAJA ENERGIA Y TRANSPORTADOS POR OLEAJE

FORMA GEOMETRIA EXTERNA DE LA CONFIGURACION RELACIONES DE LA REFLEXION INTERNA DE LA LATERALES UNIDAD DE EN LOS REFLEXION FACIES LIMITES

LAMINA O CUÑA

CONCORDANTE EN EL TOPE Y CONCORDANTE A SUAVE ONLAP O DOWNLAP EN LA BASE

LAMINA O CUÑA


CONTINUIDAD

FRECUENCIA (ANCHURA DE CICLO)

PARALELA A DIVERGENTE

PUEDE GRADAR LATERALMENTE A CUALQUIER OTRA FACIES DE RELATIVAMENTE PLATAFORMA O ALTA, PERO PARCIALMENTE A VARIABLE LAS FACIES PROGRADANTES DE TALUD

RELATIVAMENTE CONTINUA

VARIABLE. ALGUNOS CICLOS ANCHOS


PUEDE GRADAR LATERALMENTE A FACIES PROGRADANTES DE TALUD O A MUY BAJA A BAJA FACIES DE PLATAFORMA DE CONTINUIDAD BAJA Y AMPLITUD VARIABLE

DISCONTINUA A CONTINUA

VARIABLE PERO SIN EXTREMOS DE FACIES DE CONTINUIDAD ALTA Y AMPLITUD ALTA

PUEDE GRADAR LATERALMENTE A FACIES DE PLATAFORMA DE CONTINUIDAD Y AMPLITUD ALTAS O CONTINUIDAD BAJA Y AMPLITUD VARIABLE

CLASTICOS FLUVIALES Y PROXIMOCOSTEROS DEPOSITADOS POR PROCESOS DE TRANSPORTE FLUVIAL Y OLEAJE

CONTINUIDAD BAJA Y AMPLITUD VARIABLE

MONTICULADA

DOMINANTEMENTE CLASTICOS NO MARINOS. DEPOSITADOS POR CORRIENTES FLUVIALES Y ASOCIADOS A PROCESOS DE TRANSPORTE MARINOMARGINALES

COMPLEJO DELTAICO DE PLATAFORMA

AMPLITUD

LAMINA O CUÑA

MONTICULO BAJO O MONTICULO ELONGADO


CONCORDANTE EN EL TOPE CON SUAVE DOWNLAP EN LA BASE


COMUNMENTE GRADA BAJA A ALTA; LATERALMENTE A SIEMPRE GENERALMENTE FACIES DE VARIABLE CON DISCONTINUA A CONTINUIDAD Y DESTELLOS MODERADAMENTE AMPLITUD ALTAS FRECUENTES DE CONTINUA O A FACIES AMPLITUD ALTA ARENOSAS DE AMPLITUD BAJA

SIEMPRE VARIABLE

MONTICULADA A SIGMOIDAL Y DIVERGENTE

COMUNMENTE GRADA VARIABLE PERO LATERALMENTE A RELATIVAMENTE FACIES DE BAJA. SON DISCONTINUA A CONTINUIDAD Y COMUNES LOS MODERADAMENTE AMPLITUD ALTAS DESTELLOS DE CONTINUA O PARCIALMENTE AMPLITUD ALTA A LAS FACIES DISCONTINUA PROGRADANTES DE TALUD

SIEMPRE VARIABLE. ALGUNOS CICLOS ANGOSTOS.

Tabla 4.4 .. Características Sísmicas e Interpretación de Facies Ambientales de Unidades de Facies Sísmicas Clásticas en Plataformas Continentales (Modificado de Sangree and Widmier, 1977)

140 Octubre 2010


UNIDAD DE FACIES SISMICAS

FACIES AMBIENTALES

FACIES SISMICAS

FORMA EXTERNA DE LA UNIDAD DE FACIES

GEOMETRIA DE LA REFLEXION EN LOS LIMITES

LODOS ARCILLOSOS DEPOSITADOS POR CORRIENTES DE TURBIDEZ DE BAJA ENERGIA Y LA DEPOSITACION HEMIPELAGICA POR LENTES CONCORDANTE CORRIENTES DE SIGMOIDAL ELONGADOS A EN EL TOPE CON BAJA ENERGIA. PROGRADACIONAL SUTILES DOWNLAP EN LA PORCIONES ABANICOS BASE PLATAFORMALES INDIFERENCIADAS PUEDEN ENVOLVER PROCESOS DE TRANSPORTE POR OLEAJE Y HASTA FLUVIALES.

COMPLEJO DE SEDIMENTOS DEPOSITADOS EN AMBIENTE DELTAICO DE MARGEN DE PLATAFORMA: INCLUYE PROCESOS DE PLANICIE OBLICUADELTAICA, FRENTE PROGRADACIONAL DELTAICO Y PRODELTA. TAMBIEN ESTE COMPLEJO PUEDE FORMARSE EN AGUAS PROFUNDAS ASOCIADO CON FUERTES CORRIENTES DE FONDO.

ABANICO

CONFIGURACION INTERNA DE LA REFLEXION

SIGMOIDAL A LO LARGO DEL BUZAMIENTO DEPOSITACIONAL Y PARALELA A SUBPARALELA A LO LARGO DEL RUMBO DEPOSITACIONAL

RELACIONES LATERALES

AMPLITUD

PUEDE GRADAR LATERALMENTE O GENERALMENTE VERTICALMENTE A MODERADA A FACIES OBLICUAS ALTA. PROGRADACIONALES. RELATIVAMENTE COMUNMENTE UNIFORME. CUBIERTA POR ONLAP.

CONTINUIDAD


NORMALMENTE CONTINUA

VARIA DE PARALELA A INCLINADA CON LOS CICLOS MAS ANCHOS ASOCIADOS CON LOS ESTRATOS MAS GRUESOS DE LA ZONA MEDIA DE LAS CLINOFORMAS. LA ANCHURA DE LOS CICLOS ES UNIFORME EN LAS SECCIONES PARALELAS AL RUMBO DEPOSITACIONAL

COMUNMENTE SE FUSIONA BUZAMIENTO BASTANTE ABAJO CON MODERADA A GENERALMENTE UNIFORME EN LAS EN LA PARTE TURBIDITAS DE ALTA EN LAS CONTINUA A CLINOFORMAS SUPERIOR DE OBLICUA A LO LARGO CUENCA PROFUNDA, CLINOFORMAS MODERADAMENTE SUPERIORES. EN LAS DEL BUZAMIENTO TRANSPORTE DE MASA SUPERIORES. CONTINUA EN LAS LAS CLINOFORMAS CLINOFORMAS DEPOSITACIONAL Y Y FACIES VARIABLE EN LAS CLINOFORMAS MEDIAS E APARECE PARALELA O HEMIPELAGICAS. CLINOFORMAS SUPERIORES. INFERIORES LA TRUNCAMIENTO SUAVEMENTE FRECUENTEMENTE MEDIAS E DISCONTINUA A ANCHURA DE LOS DE TOPLAP. OBLICUA A RECUBIERTAS POR INFERIORES, MODERADA, CICLOS DISMINUYE TERMINACION EN SIGMOIDAL A LO FACIES DE RELLENO. PERO AUMENTANDO RAPIDAMENTE DOWNLAP EN LA LARGO DEL RUMBO PUEDE GRADAR GENERALMENTE HACIA LA ZONA DE BUZAMIENTO ABAJO BASE DE LAS DEPOSITACIONAL LATERALMENTE O MODERADA A CLINOFORMAS CON EL CLINOFORMAS. VERTICALMENTE A BAJA. INFERIORES. ADELGAZAMIENTO FACIES SIGMOIDALDE LAS CAPAS PROGRADACIONAL.

Tabla 4.5. Características Sísmicas e Interpretación de Facies Ambientales de Unidades de Facies Sísmicas Clásticas de Borde de Plataforma y Talud Progradado (Modificado de Sangree and Widmier, 1977)

141 Octubre 2010

Estratigrafía Sísmica UNIDAD DE FACIES SISMICAS

FACIES AMBIENTALES

LÁMINA - PLIEGUE

ARCILLAS Y FANGOS HEMIPELÁGICOS, MARINO PROFUNDO

RELLENO DE FRENTE DE TALUD

COMPLEJOS DE SEDIMENTOS DE AGUAS PROFUNDAS RELACIONADOS COMUNMENTE A ABANICOS SUBMARINOS

RELLENO DE RECUBRIMIENTO (SOLAPAMIENTO)

DEPOSITOS DE CORRIENTES DE TURBIDEZ DE VELOCIDAD RELATIVAMENTE BAJA

MONTICULADO (COMPLEJO DE ABANICO)

COMPLEJO DE SEDIMENTOS DE AGUA PROFUNDA LOCALIZADO EN LA BOCA DEL CAÑON SUBMARINO. COMPUESTO DE TURBIDITAS, MOVIMIENTO DE MASAS Y DEPÓSITOS HEMIPELÁGICOS, ASOCIADOS CON SISTEMAS DE DRENAJE SUBAÉREOS MAYORES.

FACIES SISMICAS FORMA EXTERNA DE LA UNIDAD DE FACIES


LÁMINA - PLIEGUE

CONCORDANET EN EL TOPE Y CONCORDANTE U ONLAP MUY LIGERO EN LA BASE

ABANICO GRANDE

CONCORDANET EN EL TOPE. ONLAPS BUZAMIENTO ARRIBA Y DOWNLAPS BUZAMIENTO ABAJO



AMPLITUD

CONTINUIDAD


PARALELA

COMUNMENTE INTERESTRATIFICADO CON ARENAS Y LIMOS TURBIDÍTICOS Y GRADA A CLINOFORMAS SUAVEMENTE DIVERGENTES DE COMPLEJOS PROGRADANTES

COMUNMENTE BAJA (RELATIVAMENTE) A MODERADA

CONTINUA

LA ANCHURA DE CICLOS ES RELATIVAMENTE ESTRECHA Y DISMINUYE HACIA LA CUENCA

PARALELA A SUBPARALELA

TENUES Y GRADAN A LAS FACIES DE FONDO DE CUENCA. COMUNMENTE SE ACUÑAN BUZAMIENTO ARRIBA

VARIABLE

VARIABLE

VARIABLE

ONLAP EN LA BASE Y CANAL DE CUENCA Y USUALMENTE RELLENO DE FRENTE CONCORDANTE EN EL DE TALUD TOPE

COMUNMENTE GRADA A ONLAP MONTICULADO O FACIES DE RELLENO CAÓTICO. ES COMÚN LA ALTERNANCIA CON OTRAS FACIES DE RELLENO.

VARIABLE

COMUNMENTE CONTINUA

LA ANCHURA DE CICLO AUMENTA EN EL CENTRO DEL RELLENO PERO TIENDE A SER RELATIVAMENTE ESTRECHA

ONLAP DE UNIDADES SUPRAYACENTES. DOWNLAP EN LA BASE

LOCALIZADO CERCA DEL CAÑON SUBMARINO. COMUNMENTE GRADA HACIA LA CUENCA A FACIES TIPO LAMINAPLIEGUE

VARIABLE PERO TIENDE A SER BAJA. FRECUENTEMENTE DISMINUYE RAPIDAMENTE CON EL AUMENTO DE LA PROFUNDIDAD, SUGIRIENDO ALTA ABSORCION DE ENERGIA.

TIENDE A SER DISCONTINUA

ALTAMENTE VARIABLE

ABANICO

EXTREMADAMENTE VARIADA. COMPLEJO MONTICULADO

Tabla 4.6. Características Sísmicas e Interpretación de Facies Ambientales de Unidades de Facies Sísmicas Clásticas de Talud y Fondo de Cuenca (PARTE 1) (Modificado de Sangree and Widmier, 1977)

142

Octubre 2010


FACIES SISMICAS

UNIDAD DE FACIES SISMICAS

FACIES AMBIENTALES

FORMA EXTERNA DE LA UNIDAD DE FACIES




AMPLITUD

CONTINUIDAD


MONTICULADO (CONTORSIONADO)

COMPLEJO SEDIMENTARIO DEPOSITADO POR CORRIENTES MARINOPROFUNDAS. POSIBLEMENTE COMPUESTO PRINCIPALMENTE DE CLÁSTICOS DE GRANO FINO

MONTÍCULO ELONGADO

TRUNCADO Y CONCORDANTE EN EL TOPE. DOWNLAP EN LA BASE

MONTÍCULOS ASIMÉTRICOS

TENUES Y GRADAN A FACIES DE FONDO DE CUENCA

VARIABLE

VARIABLE

VARIABLE

ONLAP MONTICULADO

DEPOSITOS TURBIDÍTICOS DE ALTA ENERGÍA

MONTICULADA: CANAL DE CUENCA Y RELLENO DE FRENTE DE TALUD

CANAL DE CUENCA Y RELLENO DE FRENTE DE TALUD. EL GRADO DE TRANSPORTE DE MONTICULAMIENTO MASA POR ES VARIABLE. LOS GRAVEDAD Y PATRONES CAÓTICOS TURBIDITAS DE ONDULADOS ALTA ENERGÍA. LA RELLENO CAÓTICO SUBPARALELOS LITOLOGÍA TIENDEN A ESTAR DEPENDE DE LA ASOCIADOS CON FUENTE DE MONTÍCULOS MAS SEDIMENTOS SUAVES Y BAJOS QUE TALUD ARRIBA LOS PATRONES CAÓTICOS CONTORSIONADOS Y DISCORDANTES.

ONLAP EN LA BASE Y CONCORDANTE O TRUNCAMIENTO EROSIONAL EN EL TOPE

ONLAP EN LA BASE PERO LAS TERMINACIONES DE ONLAP INDIVIDUALES SON RARAS DEBIDO AL PATRÓN DE REFLEXIÓN. DONDE SE PRESERVAN LOS SEGMENTOS DE REFLEXIÓN EN EL TOPE, ESTOS PUEDEN MOSTRAR CONCORDANCIA O TRUNCAMIENTO EROSIONAL. EL TRANSPORTE DE MASA ES COMÚN EN LA BASE DE LOS PATRONES DISCORDANTES CONTORSIONADOS.

IRREGULARMENTE MONTICULADA A PARALELA

COMUNMENTE GRADA A RELLENO DISCONTINUA A DE ONLAP O FACIES MODERADAMENTE VARIABLE. DE RELLENO CONTINUA. DISMINUYE CON LA CAÓTICO. LA GENERALMENTE DISMINUCIÓN DE ALTERNANCIA CON MENOR QUE EN LAS LA CONTINUIDAD OTRAS FACIES DE FACIES DE ONLAP RELLENO ES NO MONTICULADO COMÚN.

LA ANCHURA DE LOS CICLOS AUMENTA EN EL SECTOR CENTRAL DEL RELLENO

CAÓTICA A CONTORSIONADA

PUEDE GRADAR RANGA DESDE HACIA EL TALUD A BAJA A ALTA EN SUBZONAS DE LOS PATRONES LOS SEGMENTOS CLINOFORMAS DISCORDANTES CORTOS MUY MEDIA E INFERIOR CONTORSIONADOS DISCONTINUOS DE LA FACIES Y ES PUEDEN OCURRIR PROGRADACIONAL GENERALMENTE EN LOS PATRONES OBLICUA. ES BAJA EN LOS DISCORDANTES COMÚN LA PATRONES DE CONTORSIONADOS ALTERNANCIA CON RELLENO CÁOTICO OTRAS FACIES DE ONDULADOS RELLENO SUBPARALELOS

VARIABLE EN LAS FACIES DISCORDANTES CONTORSIONADAS, REFLEJANDO HETEROGENEIDAD INTERNA. ES MAS UNIFORME EN LOS PATRONES DE RELLENO CAÓTICO ONDULADOS SUBPARALELOS.

CONTINUACION….Tabla 4.6. Características Sísmicas e Interpretación de Facies Ambientales de Unidades de Facies Sísmicas Clásticas de Talud y Fondo de Cuenca (Modificado de Sangree and Widmier, 1977)

143 Octubre 2010


FACIES SISMICAS

TABLA 4.7. INTERPRETACIONES GEOLÓGICAS DE LOS PARÁMETROS DE FACIES SÍSMICAS (Modificado de VAIL et al., 1977)

TERMINACIONES (EN LOS LÍMITES DE LA SECUENCIA)

TRASLAPES ONLAP DOWNLAP TOPLAP

CONFIGURACIONES

FORMAS EXTERNAS

(DENTRO DE LAS SECUENCIAS)

(DE LAS SECUENCIAS Y LAS UNIDADES DE FACIES SISMICAS)

PRINCIPALES CONFIGURACIONES PARALELA SUBPARALELA DIVERGENTE CLINOFORMAS PROGRADANTES

TRUNCAMIENTOS EROSIONAL ESTRUCTURAL

LÁMINA LÁMINA PLEGADA CUÑA BANCO LENTE MONTÍCULO RELLENO

SIGMOIDAL OBLICUA COMPLEJA SIGMOIDAL-OBLICUA ENTEJADA CLINOFORMA ACOLINADA

CONCORDANCIA (SIN TERMINACIONES)

CAOTICA SIN REFLEXIONES TERMINOS MODIFICANTES PLANA ONDULADA REGULAR IRREGULAR UNIFORME

VARIABLE ACOLINADA LENTICULAR INTERRUMPIDA CONTORSIONADA

144 Octubre 2010


FACIES SISMICAS

MAPEO DE FACIES SISMICAS • Indispensables para lograr apreciar la extensión areal de las terminaciones y la geometría interna y externa de las unidades de facies sísmicas que se presentan en los perfiles sísmicos. • Existen tres tipos básicos de mapas para la cartografía de facies sísmicas: 1) mapas isópacos o de isocronas de una secuencia, de un sistema encadenado o de unidades de facies sísmicas más pequeñas, así como otras unidades cronoestratigráficas. 2) mapas de parámetros o atributos sísmicos, tales como: amplitud, frecuencia, continuidad y velocidad de intervalo. 3) mapas de patrones de terminaciones sísmicas: 3.1) dirección de vectores de downlap y onlap (Fig. 4.33). 3.2) mapas A-B/C • La combinación de los mapas de patrones de terminaciones sísmicas con mapas de espesor de unidades sísmicas (mapa de isocronas) es muy útil. La Figura 4.33 muestra los vectores de los patrones de terminaciones de las reflexiones en las intersecciones de las líneas sísmicas. • La Figura 4.34 es un mapa isópaco de las facies sísmicas de la plataforma mostrando la expansión dentro de la zona de fallas lístricas. • Los mapas A-B/C son sencillos pero son un método útil que combina los patrones de terminaciones de reflexión en el tope y la base de una secuencia o sistema encadenado con el patrón de reflexión del intervalo. En la Tabla 4.8 se listan los códigos típicos de las superficies inferior y superior que delimitan la unidad mapeada. Los valores de los códigos se plotean en el punto de tiro (shot point) observado y después se delínean los contornos (Fig. 4.25, 4.26, 4.27 y 4.28 ).

145 Octubre 2010


FACIES SISMICAS

Fig. 4.33

Fig. 4.34

Figura 4.33. Se muestran los vectores de los patrones de terminaciones de las reflexiones en las intersecciones de las líneas sísmicas. El patrón concordante sobre la plataforma (porción inferior de la figura) define donde un sistema deltáico progradó a través de la plataforma. Las reflexiones de downlap posteriores muestran la extensión progresiva del complejo deltáico a través de la plataforma. Las reflexiones de onlap muestran las facies de cuenca que solapan el frente del banco Jurásico y progradan en downlap hacia la cuenca. La Figura 4.34 es un mapa isópaco de las facies sísmicas de la plataforma mostrando la expansión dentro de la zona de fallas lístricas. (Tomado de Mitchum et al., 1977)

146 Octubre 2010


FACIES SISMICAS

De acuerdo a Mitchum y Sangree (1998), la utilidad de los mapas de patrones de reflexión sísmica, en combinación con mapas isópacos, se ilustra en la Figura 4.35, donde cuatro diferentes patrones internos de estratos pueden caracterizar un mapa isópaco similar. Los cuatro patrones son: A. relleno de solapamiento, B. clinoformas progradantes, C. despegue de corrimiento y D. un montículo con downlap bidireccional.

“Las

facies sísmicas que documentan la geometría de las reflexiones sísmicas pueden evitar interpretaciones erradas de los mapas isópacos.”

Fig. 4.35 147 Octubre 2010


Ejemplo de un mapa

FACIES SISMICAS

A - B

(Modificado de Ramsayer, 1979)

C La Fig. 4.36 muestra la distribución de líneas sísmicas y pozos en un área del oriente de Texas. La Figura 4.37 presenta una porción sin interpretar e interpretada, de la línea sísmica 1-A. Entre los puntos de tiro 2205 y 2250 la secuencia se caracteriza por toplaps en su límite superior, downlaps en su base y un patrón de reflexión interno de tipo progradante oblicuo. Al norte del punto de tiro 2205 un reflector solapa al margen de plataforma preexistente y un largo reflector solapa suavemente la base de la secuencia. Aquí la superficie superior es concordante y no muestra terminaciones, por lo cual el espesor de la secuencia completa se limita a un solo reflector y no se puede identificar ningún patrón de reflexión. Al sur del punto de tiro 2250, los toplaps cesan y el límite superior de la secuencia buza hacia la cuenca, paralelo a las reflexiones internas de la secuencia. En esta porción de la línea, la secuencia está caracterizada por estratos concordantes en el tope, downlaps en la base y una configuración interna paralela. Esos tres patrones de facies sísmicas describen la secuencia en la línea 1-A . A fin de entender el carácter tridimensional de la secuencia, se deben mapear la distribución de las facies sísmicas anteriormente descritas. En la Tabla 4.8 se presenta una lista de códigos o abreviaturas que indican el carácter del límite superior (A), el carácter del límite inferior (B) y el patrón interno de reflexión (C) de una secuencia, y además la manera en que deben ser colocados. Las facies sísmicas entre los puntos de tiro 2205 y 2250 en la línea 1-A se expresarían como la siguiente anotación:

Top – Dwn Ob y la unidad de facies sísmicas al sur del punto de tiro 2250 se expresaría como :

C – Dwn P El sistema es flexible y puede ser ajustado para acomodar varia descripciones. En este caso, una anotación apropiada para las unidades facies sísmicas del norte sería:

C – On thin

148 Octubre 2010


FACIES SISMICAS

Esas anotaciones de facies sísmicas pueden ser colocadas fácilmente sobre un mapa de trabajo (Fig. 4.38) , con flechas que indican la dirección de los onlaps (flechas negras) y downlaps (flechas blancas). Las unidades de facies sísmicas de las líneas 1, 2, 3 y 4 han sido colocadas en el mapa junto con otras características importantes que incluyen el límite depositacional de la secuencia y el margen de la plataforma. Nótese que la secuencia no está presente en la línea 3 (Fig.4.38) Con la integración de todos esos datos anteriores, se construye el mapa de facies sísmicas mostrado en la Figura 4.39, en el cual se presenta la distribución areal de las unidades de facies sísmicas. La distribución de las unidades de facies sísmicas en la línea y en el mapa, indican claramente una cuña progradacional de sedimentos avanzando sobre y fuera de un margen de plataforma preexistente. Todos los patrones estratigráficos concuerdan con un modelo deltáico clásico, con la distribución de ambientes depositacioneales mostrada en la Figura 4.40.

Fig. 4.36. Distribución de líneas sísmicas y pozos del ejemplo de Texas oriental

149 Octubre 2010


FACIES SISMICAS

Fig. 4.37. Porción no interpretada e interpretada de la línea sísmica 1-A

150 Octubre 2010


FACIES SISMICAS

Tabla 4.8. Sistema de códigos para las anotaciones requeridas en el mapeo de facies sísmicas.

151 Octubre 2010


FACIES SISMICAS

Fig. 4.38. Mapa de trabajo usando las anotaciones sugeridas. Las flechas blancas indican la dirección de downlap y las flecha negras la dirección de onlap.

152 Octubre 2010


FACIES SISMICAS

Fig. 4.39. Mapa de facies sísmicas

153 Octubre 2010


FACIES SISMICAS

Fig. 4.40. Interpretación geológica de los patrones de facies sísmicas. Los sedimentos más gruesos deberían estar en los ambientes fluvial y de planicie deltáica superior.

154 Octubre 2010

5. SISTEMAS ENCADENADOS (SYSTEM TRACTS)

155


SISTEMAS ENCADENADOS


CONSIDERACIONES GENERALES • Es un grupo de sistemas depositacionales contemporáneos naturalmente vinculados. • Cada sistema se define objetivamente por la geometría de los estratos en las superficies delimitantes, por la posición dentro de la secuencia y por los patrones internos de apilamiento de las parasecuencias. • Cada sistema se asocia con un segmento específico de la curva de cambios eustáticos. • Van Wagoner (1988) sugirió que los sistemas sedimentarios fuesen definidos con base en los tipos de superficies que los delimitan, su posición en una secuencia (en caso de poder determinarla) y su configuración geométrica. • Conforman una sucesión de facies contemporáneas asociadas a ambientes de origen común (facies tracts) • Los sistemas depositacionales incluyen: abanicos submarinos, lóbulos y canales turbidíticos, relleno de valles incisos, deltas, depósitos clásticos y carbonáticos de plataforma interna y externa, arrecifes, lagunas, estuarios, marismas, dunas fluviales y depósitos clásticos de planicie costera • Las unidades sedimentarias que los componen tienen patrones de depositación y de litofacies predecibles • La sismoestratigrafía es muy útil para definir sistemas encadenados con base a terminaciones y geometrías de configuración definidas. 156 Octubre 2010




CLASIFICACIÓN Se conocen tres sistemas sedimentarios encadenados principales:

1. Sistema Transgresivo o Transgresive System Tract

2. Sistema de Nivel Alto o Highstand System Tract 3. Sistema de Nivel Bajo o Lowstand System Tract 3.1. Complejo de progradación o Lowstand prograding complex 3.2. Cuña de borde de plataforma o Shelf margin wedge 3.3. Abanico de talud o Slope fan 3.4. Abanico de fondo de cuenca o Basin floor fan

157 Octubre 2010



Sistema de nivel bajo o “Lowstand system tract” Se depositan durante un intervalo de caída del nivel del mar hasta el quiebre de pendiente de la plataforma-talud y un subsiguiente aumento discreto en el nivel del mar (Fig.5.1, 5.2, 5.3).

Fig.5.1 . Componentes de un Sistema de Bajo Nivel. (Tomado de Emery y Myers ,2001)

158 Octubre 2010



Fig. 5.2. Geometría de los estratos y distribución de areniscas dentro del Sistema de Nivel Bajo o “Lowstans System Tract”. Los sellos a estos potenciales reservorios lo constituyen los intervalos limo-arcillosos de los otros sistemas depositacionales asociados. (Modificado de Vail et al., 1987)

159 Octubre 2010



El Sistema de Nivel Bajo (LST) puede presentarse bajo dos casos diferentes de acuerdo a su ubicación geológica (Vail y Cramez ,1990):

1) asociado a la presencia del talud, el cual separa los ambientes de plataforma de los ambientes de mar abierto en la cuenca. En este caso el sistema está constiuido por cuatro elementos: • Abanicos submarinos (turbiditicos) de fondo de cuenca • Abanicos submarinos de talud • Prisma o cuña de bajo nivel • Relleno de valles previamente rejuvenecidos (valles incisos) 2) cuando existe un cambio gradual de los ambientes (plataformas tipo rampa). En este caso el sistema de bajo nivel está compuesto por: • Prisma o cuña de bajo nivel inferior • Prisma o cuña de bajo nivel superior • Relleno de valles previamente rejuvenecidos o valles incisos

La clasificación de Vail (1987) incluye para los casos de bordes continentales con desarrollo de talud: • Complejo de progradación o cuña de progradación: • delta dominado por ríos (Fig.5.7, 5.8, 5.10) • delta dominado por oleaje (Fig.5.9, 5.10) • Cuña de borde de plataforma

160 Octubre 2010



Complejo de progradación de nivel bajo o “Lowstand Prograding complex” Corresponde al conjunto superior del sistema de nivel bajo, de carácter progradante y que es generalmente depositado al momento en el que el nivel eustático permanece bajo, aunque en lento proceso de aumento. Los sedimentos son aportados a través de deltas y depositados hacia el borde de la plataforma y sobre el talud continental (Fig. 5.3, 5.4, 5.5). Contribuye además con el relleno parcial o total de los valles socavados (incisos) durante el rejuvenecimiento de los ríos. Los deltas (Fig.5,6) pueden estar dominados por ríos (Fig. 5.7, 5,8, 5.10, 5.11) o por oleaje (Fig. 5.9, 5.10, 5.11).

Fig.5.3 . Cuña de progradación de nivel bajo. (Tomado de Vail y Wornardt ,1993).

161 Agosto 2005



(Tomado de Mitchum et al., 1977)

Figura 5.4. Se presenta una sección sísmica que muestra los siliciclásticos del Cretacico progradando a través de una plataforma carbonática del Jurasico y esparciéndose hacia aguas profundas a la izquierda del margen de la plataforma. Las facies sísmicas de la plataforma tienen continuidades moderadas, amplitudes altas y ocurren en un patrón paralelo. En la base de la plataforma las reflexiones de las facies sísmicas muestran un quiebre en el talud y las clinoformas buzan hacia la cuenca oceánica.

162 Octubre 2010



Fig. 5.5 . Ejemplo de línea sísmica y su posterior interpretación estratigráfica,donde se aprecia la cuña progradante de nivel bajo arenosa solapando el talud, en el Terciario del Golfo de México. (Tomado de Allen, 1997)

163 Octubre 2010



Fig.5.6. Modelo depositacional deltáico mostrando la distribución de facies reservorio. Arriba se presenta un corte esquemático del sistema deltáico progradante. Abajo, las vistas en planta de los deltas dominados por ríos y por oleaje, demuestra las variaciones en la distribución lateral de los cuerpos de arena (potenciales reservorios). (Tomado de Brown and Fisher, 1977)

164

Octubre 2010



Fig. 5.7. Configuración sísimica externa e interna de un sistema deltáico dominado por ríos, a lo largo del buzamiento o echado, dirección de la sedimentación (arriba) y a lo largo del rumbo de la línea de costa (abajo). (Tomado de Berg, 1982)

165 Octubre 2010



En un delta dominado por ríos, las altas tasas de aporte producen un patrón regresivo muy fuerte de progradación deltáica. En algunos casos esta progradación va acompañada tempranamente de toplaps de estratos en el complejo de progradación (Fig. 5.7, 5,8, 5.10 y 5.11A) Un resultado del complejo de progradación es el relleno de los cañones submarinos y de los valles incisos. Las litofacies gradan desde las facies canalizadas de abanico de talud hasta arenas deltáicas y estuarinas del complejo (Fig. 5.8)

Fig. 5.8. Cuña progradante de borde de plataforma (Lowstand prograding wedge) del sistema de nivel bajo o “Lowstand System Tract” , con delta dominado por ríos (Modificado de Vail et al., 1989)

166 Octubre 2010



En los deltas dominados por oleaje en áreas de tasas moderadas de sedimentación, las parasecuencias comienzan con un patrón regresivo que se hace más agradacional con el tiempo, reflejando así el incremento del espacio de acomodamiento que acompaña la aceleración del cambio eustático. En la Figura 5.2 y 5.9 se muestra la geometría de los estratos y el desarrollo de cuerpos de arena en este tipo de complejo de progradación descrito anteriormente. Las figuras 5.9, 5.10 y 5.11B ilustran interpretaciones obtenidas de perfiles sísmicos.

Fig. 5.9. Cuña progradante de borde de plataforma (Lowstand prograding wedge) del sistema de nivel bajo o “Lowstand System Tract” , con delta dominado por oleaje. (Modificado de Vail et al., 1989)

167 Octubre 2010



Fig. 5.10. Comparasión entre dos estllos depositacionales deltáicos y su relación con depósitos turbidíticos: Cretácico Superior de la costa del Golfo de los Estados Unidos (Tomado de Berg, 1982)

168 Octubre 2010



(A)

(B)

Fig. 5.11. Interpretación estratigráfica transversal de un delta dominado por ríos (A) y dominado por oleaje (B) progradando sobre la secuencia de turbiditas. En un perfil sísmico los reflectores siguen el mismo patrón estratigráfico. (Modificado de Berg, 1982)

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Octubre 2010



Cuña de borde de plataforma o “Shelf margin wedge” Se crean durante un descenso relativo del nivel del mar ubicado cerca del borde de la llanura costera. En este caso, la ruptura de pendiente coincide con la del talud continental y es afectada por una muy leve erosión, quedando los sedimentos depositados en el borde de la cuenca. Son separados del sistema de alto nivel infrayacente por una leve erosión y posiblemente, por un cambio en el patrón de apilamiento de las parasecuencias (Fig. 5.12). Los patrones de clinoformas pueden ser bien distintivos (Fig. 5.13). Las unidades de clinoformas de nivel bajo se hacen incrementalmente agradacionales debido al aumento del espacio de acomodamiento. Las clinofoemas de los sistemas de nivel alto son incrementalmente oblicuas debido al decrecimiento del espacio de acomodamiento (Mitchum y Sangree, 1998).

Fig. 5.12. Cuña de borde de plataforma. (Tomado de Vail y Wornardt ,1993).

170 Octubre 2010



Fig. 5.13. Patrones de clinoformas. Se muestran los patrones de estratos para la cuña de borde de plataforma, para el complejo de progradación (con y sin turbiditas entejadas y laminadas) y para el sistema de nivel alto. Las clinoformas de nivel bajo se hacen incrementalmente agradacionales, debido al aumento en el espacio de acomodamiento. Las clinoformas de los sistemas de nivel alto se hacen incrementalmente oblicuas debido a la disminución del espacio de acomodamiento. (Tomado de Mitchum y Sangree, 1998)

171 Octubre 2010



Casos especiales de sistemas de nivel bajo: bordes continentales tipo rampa y regresiones forzadas. Rampas • Según Vail et al.(1991) existen dos tipos de rampa: profunda y somera. • En el ambiente de rampa profunda, un suave quiebre depositacional está presente sobre el límite secuencial, pero la rampa no profundiza lo suficiente para colocar la superficie depositacional por debajo del nivel de base máximo del oleaje de tormenta. Aquí la unidad de nivel bajo puede llamarse complejo de progradación de un sistema de margen de plataforma (Fig. 5.14 a). • Muchas secuencias de carbonatos ocurren en el ambiente de rampa profunda . • En los ambientes de rampa somera, el límite de secuencia infrayacente es un plano depositacional muy uniforme y suavemente inclinado. Aquí los sistemas de nivel bajo pueden tener tres partes: 1) un complejo de progradación inferior (equivalente a los abanicos submarinos del ambiente de talud y piso de cuenca), formado en el nivel más bajo del mar; 2) un complejo de progradación superior (equivalente al complejo de progradación del ambiente plataforma-talud), formado durante el lento ascenso del nivel del mar; 3) un relleno de valles incisos, depositado durante las últimas etapas del complejo de progradación previo al ascenso más rápido del sistema transgresivo (Fig. 5.14 b) • Los sistemas encadenados transgresivos (TST) y de nivel alto (HST) son similares a los desarrollados en los bordes continentales con plataforma y talud.

Regresión forzada • Una regresión forzada es un cambio hacia el mar de la línea de costa, que se produce como resultado de un descenso o caída del nivel relativo del mar (Posamentier, 1992) • Se le denomina forzada debido a que la caída del nivel relativo del mar forza una regresión aún si no hay aporte de sedimentos a la línea de costa (Fig. 5.15, Fig. 5.16) • La regresión forzada es independiente de la tasa de aporte de sedimentos.

172 Octubre 2010



(a)

(b)

Fig. 5.14. Diagramas esquemáticos mostrando la características depositacionales sobre bordes continentales tipo rampa: a. profunda; b. somera. Note que las rampas someras pueden favorecer la ocurrencia de regresiones forzadas (según Jacquin, 1991; en Vail et al., 1991)

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Fig. 5.15. Diagramas esquemáticos mostrando el desarrollo de regresiones normales (a y b) y forzadas (c). (Posamentier et al., 1992; en Mitchum y Sangree, 1998)

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Fig. 5.16. Línea sísmica mostrando un claro ejemplo de regresión forzada durante una caída del nivel del mar, en el Delta del Mississippi, Golfo de México. Abajo se presenta la interpretación donde los límites superiores de cada unidad depositacional son diacrónicos .(Tomado de Posamentier and Allen, 1999)

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Abanicos de fondo de cuenca o “Basin floor fans” Son abanicos que se depositan cuando el descenso del nivel eustático es mayor a la subsidencia en el borde de la plataforma continental, lo que trae como consecuencia la exposición de la llanura costera, el rejuvenecimiento de los valles y el entalle de los cañones submarinos. Estas tres condiciones facilitan el embaulamiento de los sedimentos hacia la cuenca, depositándose como abanicos submarinos profundos que pueden ser posteriormente erosionados por corrientes de contorno, dando así origen a las contornitas (Fig. 5.17, 5.18, 5.19, 5.20, 5.21, 5.22).

Fig. 5.17. Abanico submarino de fondo de cuenca. (Tomado de Vail y Wornardt ,1993).

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Fig. 5.18. Diagrama donde se muestran las características sedimentarias y depositacionales de un abanico de fondo de cuenca (Basin Floor Fan) del sistema de nivel bajo. (Modificado de Vail et al., 1989)

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Fig.5.19. A. Bloque diagramático que ilustra procesos generales: la progradación ocurre cuando la tasa de aporte de sedimentos suministrados por los deltas y por bordes de plataforma con alta producción de carbonatos, excede el espacio de acomodamiento. Por el contrario el solapamiento (onlap) ocurre cuando el aporte de sedimento disminuye y los procesos erosionales retrabajan la plataforma o los sedimentos costeros, comunmente a través de cañones submarinos y valles incisos. Las reflexiones de offlap o progradantes definen la progradación hacia la cuenca, de los depósitos de talud, mientras que las reflexiones de solapamiento (onlap) marcan períodos de recesión hacia tierra firme de los depocentros de talud. B. Representación esquemática de procesos de solapamiento (onlapping).

los

(Tomado de Brown and Fisher, 1997)

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Fig.5.20. Ejemplos de depositación de talud en cuencas influenciadas por diferentes estilos tectónicos y aporte de sedimento. El tipo de solapamiento se desarrolla donde el aporte de sedimento disminuye periódicamente. En cuencas rift y post-rift, existe comunmente una progresión desde el Tipo I al Tipo II y eventualmente hasta el Tipo IV, con episodios periódicos duarante los cuales se puede desarrollar el Tipo III (Tomado de Brown and Fisher, 1977)

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Fig.5.21. Ejemplo de una gran incisión en el borde de una plataforma formada por desplomes y flujos sedimentarios gravitacionales de aguas profundas, que erosionan el talud superior y no están relacionados con incisión fluvial. En realidad se trata de un cañón submarino en el margen continental pasivo Cretácico del norte de Alaska. (Tomado de Posamentier and Allen, 1999)

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Fig. 5.22. Perfil sísmico a través de un complejo de transporte en masa (CTM) del Pleistoceno costa afuera de Trinidad. Se observan varios corrimientos, indicando contracción local por deslizamiento. (Tomado de Weimer and Slatt, 2004)

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RECONOCIMIENTO SÍSMICO DE UN ABANICO DE FONDO DE CUENCA

• Es bastante difícil el reconocimiento sísmico y es fácil confundirlo con otras representaciones algo similares, pero se dispone de algunos criterios útiles (Fig. 5.23, 5.24).. •La combinación de: downlap bidireccional, entejamiento de lóbulos y la naturaleza monticulada aislada de la unidad, permite reconocer con bastante certeza estos abanicos. • El grado de observación del monticulado característico de los abanicos en sísmica, varía con el espesor y el tamaño de grano de los sedimentos. • Los abanicos delgados no tienen suficiente resolución sísmica para observar los detalles del monticulado. • Es posible que arenas de grano muy fino a limosas puedan mostrar un carácter tabular, frecuentemente confinadas a un ciclo sísmico sencillo (entre dos reflectores). • El onlap o solapamiento de ese ciclo puede ser el único criterio sísmico para reconocer el cuerpo de arenas. Esa característica es especialmente común en el Golfo de México (Mitchum y Sangree, 1998) (Fig. 5.23)..

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Fig.5.23. Modelo de una abanico submarino de talud illustrando los procesos generales y la composición resultante que tipifica esos sistemas depositacionales de aguas profundas. Abanicos sucesivos pueden progradar o solapar, dependiendo del mayor o menor aporte de sedimento, respectivamente. Los depósitos de abanicos submarinos pueden apilarse de manera vertical o superpuestos si las tasas de subsidencia exceden a las tasas de aporte de sedimento, produciéndose así un sistema uplap. (Tomado de Brown and Fisher, 1977)

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DOWNLAP BIDIRECCIONAL SOBRE EL LIMITE DE SECUENCIA

PUEDE MOSTRAR INTERNAMENTE LOBULOS ENTRETEJADOS

EL MONTICULADO VARÍA CON EL TAMAÑO DE GRANO

Fig. 5.24. Criterios para el reconocimiento sísmico de abanicos de piso de cuenca. (Modificado de Mitchum y Sangree, 1998)

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Abanicos submarinos de talud o “Slope fans” Se depositan al comenzar la desaceleración de la caída relativa del nivel del mar. Consiste en depósitos turbidíticos complejos, asociados a derrumbes y/o deslizamientos (Fig.5.25).

Fig. 5.25. Abanico submarino de talud. (Tomado de Vail y Wornardt ,1993). 185 Octubre 2010



Características depositacionales y sísmicas de un abanico de talud • Las unidades de estratos solapan (onlap) el límite de secuencia que forma el talud dentro de la cuenca y se acuñan descendentemente (downlap) hacia la cuenca encima del límite de secuencia del abanico de piso de cuenca (Fig. 5.26).. • Un canal submarino se forma en el extremo posterior del abanico, con la típica forma de un canal en “V”. Hacia las partes superiores o proximales del abanico, el canal principal y los diques y canales de rotura asociados muestran evidencia de erosión en los estratos infrayacentes. En las partes media y distal del abanico, el canal se hace constructivo con depósitos de canales embaulados (laveed channels) y de desborde (overbanks) (Fig.5.27, 5.28). • Las secciones sísmicas a través de los canales muestran un característico patrón de “alas de gaviota”. • Se reconocen tres facies sísmicas principales: derrumbes (slump), canal embaulado (laveed channel) y subparalela (Fig. 5.27).. • Las facies de derrumbe pueden exhibir patrones internos caóticos o pueden mostrar intervalos intensamente contorsionados. La forma externa de esos derrumbes es usualmente un suave y amplio montículo (Fig. 5.27). • El patrón de “alas de gaviota” es típico internamente en lóbulos de canales embaulados, mostrándose con downlaps bidireccionales en la base de los lóbulos. El patrón externo es típicamente un montículo amplio (Fig. 5.27, 5.28) • Las facies subparalelas reflejan una tasa alta de aporte de sedimentos. Los patrones sísmicos muestran reflectores con toplaps rectos e inclinados. Esos mismos reflectores progradan en downlap en la base o gradan lateralmente hacia los patrones de reflexión más discontinuos de las facies de canal embaulado (Fig. 5.27, 5.28)..

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Fig. 5.26. Diagrama esquemático donde se muestran las características sedimentarias y depositacionales de un abanico de talud (Slope fan) del sistema de nivel bajo. (Modificado de Vail et al., 1989)

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Fig. 5.27. Diagramas esquemáticos mostrando las principales facies sísmicas que caracterizan al complejo de abanico de talud. (Modificado de Mitchum y Sangree, 1998)

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Fig. 5.28. A) Perfil sísmico costa afuera en Indonesia mostrando la sucesión estratigráfica de una secuencia de aguas profundas. Los depósitos de flujo de detritos (1) son cubiertos sucesivamente por depósitos de explayado frontal (2), canal-dique (3) y nuevamente por flujo de detritos (4). Se infiere que la sucesión completa es cubierta por un delgado depósito de sección condensada (5). B) Descripción esquemática de una secuencia depositacional idealizada de aguas profundas, con dos registros GR hipotéticos. (Posementier & Kolla 2003; en http://strata.geol.sc.edu)

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Sistemas transgresivos o “Transgressive systems tract”

• Consisten en un conjunto de sedimentos depositados durante una subida del nivel eustático y conformado por parasecuencias periódicas retrogradantes, que se depositan durante los eventos transgresivos, cuando el aumento del nivel relativo del mar permite que el volumen del grado de acomodo se incremente más rápido que la tasa de depositación (Fig. 5.25). • Están constituidos en su parte mas distal por sedimentos pelágicos y minerales autigénicos, donde la tasa de depositación es mínima debido a que la mayoría de los sedimentos quedan depositados en la llanura costera, en posiciones cada vez más altas, cerca de su fuente. • La tasa máxima de incremento del nivel relativo del mar ocurre, algunas veces, dentro del sistema transgresivo, y el fin de los depósitos correspondientes a los sistemas sedimentarios ocurre cuando la tasa de acomodamiento decrece al punto de superficie de máxima inundación o “maximun flooding surface” (Emery y Myers, 2001). • La superficie de máxima inundación es la superficie que separa el sistema transgresivo de la cuña de nivel alto, es decir, la superficie que separa el evento transgresivo del regresivo al existir condiciones geológicas de nivel relativo alto del mar. Esta superficie está siempre fosilizada por una superficie basal de progradación (Fig. 5.25) • La Tabla 2 y la Figura 5.26 resumen las características depositacionales de este sistema.

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Fig. 5.25. Bloque diagramático de un sistema transgresivo, mostrando sus límites y otros sistemas depositacionales asociados . (Tomado de Vail y Wornardt ,1993).

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Tabla 2. Características depositacionales de los Sistemas Transgresivos (según Mitchum y Sangree, 1998)

Sitio Depositacional

Respuesta Depositacional

Terrenos emergidos

El aumento eustático y la transgresión neta de la línea de costa sobre la plataforma produce que los perfiles de equilibrio del drenaje fluvial se eleven progresivamente. Esto resulta en ríos anegados y en una reducción en el transporte fluvial de los sedimentos clásticos más gruesos. A nivel de parasecuencia, los cambios eustáticos permiten el aporte intermitente de clásticos gruesos a la plataforma, donde son incorporados en las unidades retrogradacionales típicas de la transgresión

Plataforma

Se observa una amplia variedad de respuestas depositacionales en los depósitos transgresivos plataformales, pero las unidades retrogradacionales son la norma. La respuesta sísmica exhibe típicamente ciclos de solapamiento (onlapping) sobre el límite discordante de la secuencia en la base del sistema transgresivo. En núcleos de pozos y en afloramientos se observa un cambio abrupto de procesos fluviales a costeros en el límite secuencial (Fig. 5.25, 5.26)

Borde de plataforma

La transgresión inicial resulta en el retrabajo de las porciones superiores de los deltas de borde de plataforma en depósitos de resago (marine lag deposits). La subsecuente depositación se limita a sedimentos de grano fino, generalmente en delgadas capas, las cuales son los equivalentes a mayor profundidad de los depósitos transgresivos sobre la plataforma (Fig. 5.26, 5.27, 5.28).

Talud y Piso de cuenca

Es típica la sedimentación muy lenta de sedimentos finos a muy finos. Los sedimentos pelágicos o hemipelágicos comienzan a desarrollar la sección condensada (Fig. 5.26, 5.27).

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Fig. 5.26. Diagrama del Sistema Transgresivo donde se muestran sus principales características sedimentarias y depositacionales. (Modificado de Vail et al., 1989)

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Sección condensada o “Condensed section” Consiste en un delgado intervalo cronoestratigráfico, compuesto por sedimentos marinos pelágicos y hemipelágicos, depositados a una tasa de aporte de sedimentos extremadamente baja sobre la plataforma, el talud y el plano abisal, durante un período de máximo aumento del nivel relativo del mar y una máxima transgresión de la línea de costa. Estas secciones se caracterizan por sus abundantes minerales autigénicos y amplia diversidad de fósiles planctónicos (Fig. 5.27). La superficie de máxima inundación dentro de una sección condensada provee la correlación cronoestratigráfica entre los sedimentos de la plataforma y el talud.

Fig. 5.27. Sección condensada. Tomado de Vail y Wornardt (1993). 194 Octubre 2010



SUPERFICIE DE ENRAVINAMIENTO: es una superficie diacrónica erosiva, subacuática, asociada a la erosión que se produce en la línea de costa y áreas cercanas, cuando se produce un ascenso del nivel relativo del mar. Esta superficie se mueve paralela a la línea de costa y literalmente “rasura” los depósitos costeros preexistentes. Las cárcavas y horadaciones así formadas, son rellenadas con sedimentos arenosos reciclados durante el ascenso del mar. Usualmente los sedimentos erosionados tamaño limo o arcilla son transportados y redepositados hacia la cuenca. Las superficies de enravinamiento son comunmente atribuidas al movimiento transgresivo de la porción hacia tierra firme de los Sistemas Encadenados Transgresivos (ver Figura 5.28).

Fig. 5.28. Formación de una superficie de enravinamiento sobre una línea de costa de fuerte oleaje, durante un ascenso del nivel relativo del mar. Si la erosión del oleaje es importante, se puede interrumpir la continuidad lateral del potencial reservorio. (Tomado de Allen, 1997)

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Sistemas de nivel alto o “Highstand systems tract” Son los sistemas sedimentarios más jóvenes dentro de las secuencias tipo 1 y 2. Estos sistemas son depositados después de una superficie de máxima transgresión y antes de un límite de secuencia (Fig. 5.29)

Fig. 5.29. Sistema de nivel alto. (Tomado de Vail y Wornardt ,1993).

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Sistemas de nivel alto o “Highstand systems tract” • Se caracteriza por ser progradante, comúnmente asociado a progradaciones sigmoidales en su inicio, que pasan a oblicuas gradualmente, a medida que la tasa de creación de acomodo es menor a la tasa de sedimentación. • Estos sistemas se caracterizan por una disminución en la tasa de incremento del nivel relativo del mar en el tiempo, lo cual resulta en una arquitectura inicialmente agradacional que se torna posteriormente progradacional (Fig.5.30). • Generalmente, los sistemas de alto nivel están compuestos por tres conjuntos sedimentarios de geometrías un tanto diferentes (Vail y Cramez, 1990): • Nivel alto temprano o “Early highstand”: caracterizado por progradaciones sigmoidales. Se asemeja al del sistema transgresivo. • Nivel alto progradante tardío o “Late highstand prograding complex”: se caracteriza por progradaciones oblicuas y constituido por sedimentos deltáicos, de playa o de tormentas. • Nivel alto subaéreo tardío o “Late highstand subaerial complex”: lo caracterizan sedimentos depositados por encima del nivel del mar. Es contemporáneo o sincrónico con el nivel alto progradante tardío. 197 Agosto 2005



-DELTAIC

Fig. 5.30. Sistema de nivel alto o “Highstand System Tract” . (Modificado de Vail et al., 1989)

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Ilustración resumen de Sistemas Encadenados y sus secuencias depositacionales junto a su expresión gráfica en registros de pozos, patrones de reflexión sísmica y ejemplos en líneas sísmicas.

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6. BIBLIOGRAFIA

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7. EJERCICIOS PRACTICOS

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CURSO ESTRATIGRAFIA SISMICA

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