GUÍA PARA ESTRATIGRAFÍA DE SECUENCIAS CHEVRON OIL FIELD RESEARCH COMPANY (COFRC), 1991 Sequence Stratigraphy Team
TRADUCCIÓN POR
BIOL. ISAURO DOMÍNGUEZ BERRONES* BERRONES*
BOCA DEL RÍO, VERACRUZ
ABRIL DE 1994
*PALEONTÓLOGS REGIÓN NORTE RESIDENCIA VERACRUZ
ORGANIZACIÓN DE
LA GUÍA PARA ESTRATIGRAFÍA DE SECUENCIAS TÉRMINOS Y CONCEPTOS
CAPITULO 1.- ESTRATIGRAFÍA
CAPITULO 2.- ESTRATIGRAFÍA DE SECUENCIAS
CAPITULO 3.- ESTRATIGRAFÍA SÍSMICA
CAPITULO 4.- LITOESTRATIGRAFÍA: SISTEMAS DEPOSITACIONALES Y PROCESOS
CAPITULO 5.- BIOESTRATIGRAFÍA
ESTRATIGRAFÍA DE SECUENCIAS
En años recientes ha venido creciendo el interés y en ascenso el uso de concepto de estratigrafía de secuencias, para resolver problemas de exploración y producción dentro de la industria petrolera. La vasta literatura en la materia es a menudo confusa y contradictoria, pero esto es de esperarse durante las fases de crecimiento de cualquier nueva teoría geológica. Antes de aplicar esta estrategia poderosa de interpretación y platicar con otros de ella; deben entenderse los conceptos y dominar su terminología. La estratigrafía de secuencias es una estrategia de proceso, orientada a ilustrar los procesos depositacionales y describir o predecir la ocurrencia, extensión y geometría de las facies sedimentarias. Para aplicar los conceptos de esta estrategia, se requiere el conocimiento de los factores que afectan directamente la depositación de los sedimentos, (P. ej., cambios del nivel del mar, ritmos de subsidencia, aporte de sedimentos, condiciones climáticas y geometría de la cuenca). Desafortunadamente mucha de la información, no siempre está disponible. Esta, toma recursos combinados de múltiples disciplinas para revelar el rompecabezas geológico: Los registros de pozos, los modelos sísmico, bioestratigráfico y geoquímico bosquejados y sus datos, pueden ofrecer información en la interpretación final. Los métodos son integrativos y repetitivos y requieren de especialistas en cada campo, reunidos en un equipo integrado. Para un estudio dado, los datos necesarios, no siempre están disponibles, pero el trabajo se hace considerando y haciendo coherentes aquellos que si lo están. La estratigrafía de secuencias no provee una receta o una plantilla para interpretaciones estandarizadas. Las condiciones geológicas para cada área, son únicas, por lo que la aplicación de esta técnica debe ser adecuada, no obstante, como los principios geológicos que gobiernan la formación o depósito de las secuencias son universales, los conceptos en que se apoya esta, deben ser relativamente aplicables. El método es una evidencia creciente de que la estratigrafía de secuencias, tiene importancia en la correlación de paquetes de estratos y tiene un potencial grande, para mejorar la exploración y la explotación de campos productores. Esperamos que esta guía nos transforme en unos estratígrafos de secuencias exitosos.
CAPITULO I: ESTRATIGRAFÍA
Bioestratigrafía: Es la diferenciación y correlación de unidades roca con base a sus fósiles. Cronoestratigrafía: Rama de la estratigrafía que estudia las rocas en términos de tiempo. • Unidad Cronoestratográfica: Es un cuerpo de roca formado durante un intervalo de tiempo geológico específico. Estas unidades no deben confundirse con otras basadas solamente en tipo de roca (U. litoestratigráfica) o contenido fósil (U. bioestratigráfica), o unidades de tiempo, basadas solamente en edad (U. geocronológica, p. ej., periodo, época, edad). La sección tipo de una U. cronoestratigráfica, sirve como material de referencia para todas las rocas formadas durante un tiempo específico. (p. ej., Sistema Devonense, piso Kimmeridgense). Los ejemplos de unidades cronoestratigráficas incluyen: Sistema, Serie, Piso y Secuencia Depositacional. • Superficie Cronoestratigráfica: Es una superficie que limita una U. cronoestratigráfica. En el caso de una inconformidad, la edad de la superficie se considera la misma de su conformidad correlativa. Todas las rocas arriba de esta superficie, son más jóvenes que las infrayacentes. Litoestratigrafía: Es la estratigrafía física sola, el tipo de roca, sin fósiles (bioestratigrafía), paleomagnetismo (magneto-estratigrafía) o cualquier intento de identificar el tiempo real (cronoestratigrafía) y como casi todas las rocas son diácronas, a escala regional, las correlaciones litoestratigráficas, son comúnmente discordantes con las correlaciones bio o cronoestratigráficas. Estratigrafía Sísmica: Esta trata con la litología del subsuelo, sus relaciones estratigráficas son a partir de reflectores. El sismo-estratígrafo debe estar capacitado para separar el ruido no geológico, tales como grabaciones o artificios de proceso y efectos no deseados de propagación de ondas de las representaciones geológicas verdaderas y para esto, debe saber: a).- Sismología física, adquisición y procesado. b).- Principios estratigráficos-estructurales, procesos sedimentarios y c).- Cálculo y análisis de registros a pozo abierto. Estratigrafía de Secuencias: Es un aporte multidisciplinario a la estratigrafía, utiliza datos disponibles para reconstruir facies genéticamente relacionadas, entre superficies cronoestratigráficas; el paquete de estratos entre estas, se llama secuencia
y está limitada por discordancias regionales. Como las secuencias tienden a ser cíclicas, las posiciones relativas de sus facies son predecibles. Por tanto, su aplicación en forma integral con la sismología, registros, información litológica y estratigráfica, producen un marco estratigráfico geológicamente firme, predecible.
CAPITULO II: ESTRATIGRAFÍA DE SECUENCIAS INTRODUCCIÓN
Esta, es un aporte para la interpretación de paquetes sedimentarios, nos impulsa a entender los procesos depositacionales y los factores que los influencian, (p. ej., cambios del nivel del mar, ritmos de subsidencia, aporte de sedimentos, condiciones climáticas y geometría de la cuenca), para describir y predecir la ocurrencia, extensión y la geometría de las facies sedimentarias; consecuentemente, ayuda a reconocer y predecir reservorios, sellos y la facies del yacimiento y a reducir el riesgo estratigráfico a nivel exploratorio y mejorar la correlación de las unidades productoras, para su explotación. La mayor fuerza de la interpretación en la estratigrafía de secuencias, radica en la habilidad para generar modelos geológicos consistentes, congruentes con la información multidisciplinaria disponible. Cada tipo de datos, aporta diferentes piezas del rompecabezas. Por ejemplo, la sismología, provee un marco regional y local de la geometría estratal; la interpretación de registros, aporta información más fina de la litología y de los sistemas depositacionales; la bioestratigrafía, puede identificar secciones condensadas, superficies cronoestratigráficas, paleobatimetría y condiciones climáticas. El estudio de núcleos y afloramientos, puede proveer el entendimiento intrincado del depósito y las propiedades heterogéneas de la roca. Así, los expertos de estas disciplinas, con una estrategia integral, podrán generar este modelo, que implica la interpretación de todo el grupo de trabajo. La unidad básica de la estratigrafía de secuencias es la secuencia depositacional, la que está limitada por discordancias regionales. Estas secuencias están compuestas de varios intervalos claves (por ej. sistemas depositacionales y parasecuencias) y superficies, (por ej. superficie transgresiva TS y superficie de inundación máxima MFS). Estos intervalos y superficies, se forman como consecuencia de los cambios relativos del nivel del mar, cíclicos, creando secuencias recurrentes predecibles. Las inconformidades límite y sus conformidades correlativas, proveen un marco cronoestratigráfico para mapear y correlacionar rocas sedimentarias. En este capitulo se enfocan los términos y conceptos de esta técnica dirigidos a rocas siliciclásticas, aunque también son aplicables a sistemas carbonatados. Análisis de la Secuencia Estratigráfica: El aporte multidisciplinario a la estratigrafía, utiliza datos para reconstruir facies genéticamente relacionadas, a lo largo de superficies cronoestratigráficas. El paquete estratal es llamado secuencia y está limitada por inconformidades regionales. Como las secuencias tienden a ser cíclicas, las posiciones de sus facies son predecibles. La aplicación de este recurso
integrado con la sismología, registros, bioestratigrafía y la información litoestratigráfica, producirán una predicción de facies en un marco estratigráfico geológicamente consistente. La creación de espacio (acomodación) y el relleno de este espacio (sedimentación), son procesos fundamentales que controlan las variaciones de los patrones estratales y la distribución de litofacies. La acomodación es creada por la combinación de la subsidencia y el nivel del mar. El llenado de esta cuenca es consecuencia del aporte de sedimentos, el cual a su vez, es controlado por efectos combinados de la geometría de la cuenca, fisiografía, procedencia y clima. Estratigrafía Genética: La estratigrafía basada en episodios y complejos depositacionales, forman las subdivisiones principales de tiempo genético y roca de una secuencia estratigráfica (Frazier, 1974, Galloway, 1989). Estos paquetes episódicos, están limitados por eventos regionales de inundación (superficies de inundación máxima, mfs). Estos, consisten de construcciones costeras, cubiertas por facies transgresivas y discordancias submarinas. La estratigrafía genética, provee una unidad estratigráfica de secuencia alternativa, que no está basada en el reconocimiento de discordancias interregionales. El valor relativo de la estratigrafía de secuencias contra la estratigrafía genética, la discutió van Wagoner y otros (1990); esta discusión se anexa en el apéndice 1. Eustasia: Se refiere al nivel del mar global. El cambio eustático es un concepto bien conocido (Suess, 1906); este es un cambio referido al centro de la tierra. Los cambios en eustasia, están asociados a un factor que los fuerza, por ej., cambios glaciales, cambios estéricos (Thermohalina) del volumen de la cuenca oceánica, variación del agua líquida en acuíferos continentales, lagos y reservorios; deformaciones de la corteza relacionadas a zonas de dispersión de las placas, subducción y colisión entre ellas, sedimentación y factores astronómicos (teoría de Milankovitch). • Glacio Eustasia: Referida a cambios globales del nivel del mar, producto de avances y retrocesos del mar, debidos a su vez, a la fusión o formación de hielos continentales. • Curva Global del Nivel del Mar: Muestra los cambios eustáticos en el tiempo. Esta curva es determinada idealmente, para cada intervalo de tiempo, a
partir de la interpretación estratigráfica detallada de tantas áreas accesibles y sin alteración tectónica, como sea posible. Cada ciclo, se puede correlacionar utilizando magneto-estratigrafía, cronoestratigrafía isotópica y bioestratigrafía con base a estratotipos y secciones equivalentes. Las cartas preliminares para el Mesozoico-Cenozoico con 120 ciclos diferentes, han sido publicados por Haq y otros (1987, 1989) y para el Paleozoico Superior por Ross (1987 a,b).
Figura 2.1
Nivel Relativo del Mar: Es la posición del mar con respecto a la superficie del continente; es el efecto combinado de eustasia, subsidencia de la cuenca (tectónica, carga y compactación), y aporte de sedimentos. Generalmente, un cambio relativo opera a escala local o regional, pero no global. Ver. fig. 2.2.
Figura 2.2
Curva del Nivel del Mar: Esta presenta el cambio en el nivel del mar con el tiempo. Puede ser una curva global, que refleje los cambios reales referidos al centro de la tierra (Suess, 1906; ver Vail y otros, 1977b, para la historia del concepto), o ser locales. Teoría de Milankovitch: La teoría astronómica formulada por el matemático Yugoslavo, considera que los cambio climáticos, resultan de fluctuaciones de insolación estacional y geográfica; relacionadas a variaciones en la excentricidad orbital de la tierra, su oblicuidad y precesión. La excentricidad varía con los cambios solares, en ciclos periódicos de a 100 y 400 kiloaños; la oblicuidad o inclinación del eje terrestre, tiene una periodicidad de cerca de 40 ka y la precesión o movimiento del eje de rotación, de cerca de 21 ka.(ver anexo 2), la ciclicidad de frecuencia más alta, vista comúnmente en el registro geológico; puede ser relacionada a estos factores astronómicos. • Ciclo del Nivel del Mar: Este es un periodo completo de elevación y caída del mar; estos ciclos están en función de eventos de índole diversa y tienen duración variable: Por ej., los ciclos de primer orden (50-300 Ma), se producen por la
tectónica de placas; los ciclos de más alta frecuencia, se producen por ritmos de dispersión del piso marino, Glacio-Eustasia o factores astronómicos, (ver teoría de Milankovitch). Los ciclos del nivel del mar tienen las siguientes duraciones: Ciclos de primer orden Ciclos de segundo orden Ciclos de tercer orden Ciclos de cuarto orden Ciclos de quinto orden Ciclos de sexto orden
50+Ma. 5 a 50 Ma. 0.5 a 5 Ma. 0.1 a 0.5 Ma. 0.01 a 0.1 Ma. <0.01 Ma.
Subsidencia del la Cuenca: Es la cantidad que una cuenca subside en función de una fuerza tectónica, (incluyendo la contracción térmica de la litosfera), carga de sedimentos, compactación y cambios de la profundidad del agua. La subsidencia combinada con la eustasia, producen cambios relativos del nivel del mar (fig. 2.2). Acomodación: Involucra el espacio disponible para acumulación potencial de sedimentos o el proceso de crearlo. Espacio de acomodación, se usa en lugar de acomodación de otros autores. Geometría Estratal: Son las relaciones geométricas entre las superficies estratales tales como: Onlap, downlap, toplap y truncación erosional. Las superficies estratales pueden ser concordantes o discordantes. • Concordante: Patrón estratal donde las superficies estratales, supra e infrayacentes, son paralelas. • Discordante: Patrón estratal donde las superficies estratales, muestran una relación angular. • Onlap: Terminación echado arriba de estratos, contra otros inicialmente inclinados, más antiguos.
Onlap Marino: Terminación progresiva de estratos marinos, contra otros, más antiguos; inclinados en dirección hacia tierra o contra un alto topográfico dentro de la cuenca. Onlap Costero: Terminación progresiva hacia tierra, de depósitos costeros (litorales o no marinos). Curva de Onlap Costero: Esta representa los cambios temporales en el límite, tierra adentro, de los depósitos costeros de la cuenca. Estas curvas son construidas a partir de afloramientos o de datos de pozos (incluyendo la bioestratigrafía), en localidades específicas, que pueden usarse para correlaciones intracuenca. Las curvas globales generalizadas (p. ej. las curvas de onlap costero relativo de Haq y otros 1987, 1988; Ross and Ross, 1987 a, b), no son útiles para curvas locales. • Downlap: Son terminaciones echado abajo, de estratos inicialmente inclinados, contra otros más antiguos. El Downlap ocurre en la base de una secuencia depositacional (DS), en la cuenca y arriba de la superficie de inundación máxima (MFS). Indica un límite de secuencia (SB) o la MFS respectivamente (ver Downlap, cap. 4). • Toplap: Terminación echado arriba, de estratos originalmente inclinados, contra otros sobreyacentes, más jóvenes, comúnmente resultantes de un salto (Bypass) sedimentario. El toplap ocurre en la cima de una secuencia depositacional e indica un límite de secuencia (SB), ver toplap, cap. 4. • Truncación Erosional (ET): Es una terminación cima-discordante de estratos, contra otros más jóvenes como resultado de erosión. Comúnmente se reconoce en la cima de secuencias depositacionales y en la base de valles cortados. Es un límite de secuencia. Ver truncación erosional, cap. 4.
RELACIÓN GEOMÉTRICA
Onlap
Downlap
Toplap
CHRONOSTRATIGRAPHIC
Erosional truncation
Figura 2.3
Relaciones de Facies: • Discontinuidad de facies: Es el cambio abrupto en el ambiente depositacional, en el cual normalmente, no se encuentran dos facies adyacentes, si no que se encuentran superpuestas; esto puede indicar la presencia de una discordancia o una MFS. Por ej. el límite de secuencia tipo 1, generalmente es una discontinuidad de facies, caracterizada por una somerización ascendente (p. ej. sedimentos marinos someros y arriba, fluviales, sin evidencia de facies de playa o deltaica intermedias); la MFS se caracteriza por una profundización abrupta ascendente. • Cambio de facies hacia la cuenca: Ocurre cuando estratos depositados en ambientes de agua somera, descansan directamente en otros depositados en aguas profundas, con ausencia de los de facies intermedias. Esto puede ser indicador de un límite de secuencias. • Cambio hacia la cuenca en el Onlap Costero: El cambio hacia la cuenca, a partir de la posición más alta del onlap costero en una secuencia infrayacente, a la posición más baja del mismo onlap costero, en la base de la secuencia superior, es usado para reconocer una caída relativa del nivel del mar. • Diagrama o gráfico de Wheeler: Es una carta cronoestratigráfica que muestra la distribución estratal e intervalos de no depósito, en relación al tiempo. En la fig. 2.4b, se compara con un trazo de profundidad (fig. 2.4a), mostrando las relaciones de espesor de las mismas unidades estratales. El valor del trazo de Wheeler, es
que alinea las facies cronoestratigráficamente y permite reconstrucciones exactas de sistemas depositacionales. Secuencia depositacional: Se define como la sucesión relativamente conformable de estratos genéticamente relacionados, limitada por discordancias y sus concordancias correlativas (fig. 2.4). Una secuencia integrada por parasecuencias y juegos de estas, que apiladas, forman sistemas depositacionales (Systems Tracts). Se considera que una secuencia es depositada durante un ciclo del nivel del mar (entre dos puntos máximos de caída del nivel del mar, fig. 2.12, p. 2.15. • Secuencia depositacional tipo 1: Es la secuencia subyacida por un límite de secuencia (SB), tipo 1. Está compuesta por el Lowstand, Transgressive y Highstand Systems Tracts o sean los sistemas depositacionales de mar de nivel bajo, transgresivo y de mar de nivel alto. (LST, TST y HST respectivamente). Una secuencia depositacional tipo 2, ocurre cuando el nivel relativo del mar, no cae más abajo del borde de la plataforma (Shelf break). • Secuencia de primer orden: tiene una ciclicidad > 50 Ma., típicamente del orden de 300 Ma., se le llama también Megasecuencia o juego de Megasecuencias. El Fanerozoico se divide en dos juegos de megasecuencias: • 1.- Desde el Proterozoico Tardío al Pérmico Superior. • 2.- De la base del Triásico al presente. • El juego de megasecuencias del Fanerozoico Superior, se divide en tres megasecuencias, que se interpretan como resultado de ciclos mayores de inundación de continentes (Absaroka Superior, Zuni Superior, Zuni Inferior y Tejas). • Secuencia de segundo orden: Su ciclicidad va de 5 a 50 Ma., se le llama supersecuencia o juego de ellas. Cada una de las tres megasecuencias del Mesozoico y Cenozoico, se han dividido en 7 juegos de supersecuencias, los que inicialmente se subdividieron en 27 supersecuencias, todas terminan con límite de secuencia mayor (Haq y otros, 1987). • Secuencia de tercer orden: Esta es la unidad fundamental de la estratigrafía de secuencias, su duración va de 0.5 a 5 Ma., esta se reconoce en afloramientos y en el subsuelo y se refleja en la curva global del nivel del mar de Haq y otros (1987). Estas secuencias se definen por su geometría estratal (p. ej. onlap, toplap) y patrones de apilamiento. De la base del Triásico al Reciente, se reconocen cerca de 120 secuencias del tercer orden.
a) In Depth
SB1
Insiced valley (ivf) TS tsfs
b) In Geologic
tbfs
Correlative conformity (secuence boundary)
Alluvial Coastal Plain Estuarine/Fluvial Shoreface/Deltaic Sands Marine silt,Mudstone Marine Shale Deep-Water sands
LST bf sf lpw ivf TST HST SMST SB1 SB2 TS MFS Tbfs Tsfs
Lowstand system Tract Basin-floor fan slope fan lowstand progradin wedge incised valley fill Transgressive Systems tract Highstand Systems Tract ShelfMargin Systems Type 1 Secuence Boundary Type2 Secuence Boundary Transgressive surface Maximum Flooding Surface top basin- floor fan surface top slope fan surface
Figura 2.4
• Secuencias del cuarto orden: Tiene una ciclicidad de 100,000 a 500,000 años, tiene los mismos atributos estratales de la anterior. Grupos de secuencias de
cuarto orden se apilan para formar LST, TST y HST), que se depositan entre límites de secuencia de tercer orden. • Secuencia de quinto orden: Su ciclicidad es de 10,000 a 100,000 años, se considera que están controladas por los elementos orbitales de la tierra (ver teoría Milankovitch) figs. 2.5, 2.6.
Figura 2.5
Figura 2.6
Parasecuencia: La sucesión relativamente conformable de estratos genéticamente relacionados, limitados en la base y en la cima por MFS o sus superficies correlativas.
En general una parasecuencia se someriza hacia arriba; típicamente la base de esta, es profunda y la cima, es de facies somera. fig. 2.7.
Juego de parasecuencia: Es la sucesión de parasecuencias genéticamente relacionadas, forman los patrones de apilamiento, está limitada por MFS mayores y sus superficies correlativas; como cada parasecuencia tiene somerización ascendente o el juego lo puede hacer (PROGRADACIÓN) o representa una batimetría estable (AGRADACIÓN) o puede profundizarse en forma ascendente (ESCALONAMIENTO REVERSO). Las parasecuencias y juegos de estas forman bloques de sistemas depositacionales (ST). Patrones de apilamiento: Son superposiciones de parasecuencias o juegos de estas. Los tres patrones principales son: PROGRADACIÓN, AGRADACIÓN, ESCALONAMIENTO REVERSO. • Patrón progradacional: (fig. 2.8). En este patrón cada parasecuencia progresivamente más joven, se deposita escalonadamente mar adentro. Este patrón se produce cuando el ritmo de acomodación es menor al de depositación. • Patrón agradacional: (fig. 2.9). En este patrón cada parasecuencia progresivamente más joven, se depositan, una arriba de la otra, sin cambio lateral significante ni hacia tierra ni mar adentro. Este patrón ocurre cuando el ritmo de acomodación es aproximadamente igual al de depositación. • Escalonamiento reverso: (fig. 2.10). En este patrón los estratos cada vez más jóvenes, se superponen tierra adentro. Aunque las parasecuencias progradan y tienen somerización ascendente, el escalonamiento reverso tiene una profundización ascendente. Este ocurre cuando el ritmo de acomodación es mayor que el de depositación. El término retrogradacional, comúnmente se usa en forma indistinta con escalonamiento reverso; sin embargo, retrogradacional se refiere a: 1.- Retroceso de la línea de costa en respuesta a erosión 2.- Progradación hacia tierra, por lo que retrogradacional no puede ser sinónimo de aquel. Sistemas Depositacionales: Consisten de todos los sistemas depositacionales contemporáneos que se presentan adyacentes uno de otro, depositados durante un segmento específico de la CURVA DEL NIVEL DEL MAR. Se reconocen tres sistemas, LOWSTAND o SHELF MARGIN (sobreyacentes a los LIMITES DE SECUENCIA tipo 1 y tipo 2 respectivamente), TRANSGRESSIVE Y HIGHSTAND
SYSTEM TRACTS; estos son definidos con base a los patrones de apilamiento de sus parasecuencias y juegos de estas, la geometría estratal de sus superficies límites y su posición dentro de la secuencia. Aunque la posición relativa de los sistemas depositacionales dentro de una secuencia depositacinal permanece constante, no todos los sistemas depositacionales o partes de ellos, están presente en una secuencia depositacional.
LST bf sf lpw ivf TST HST SMST SB1 SB2 TS MFS Tbfs Tsfs
Lowstand system Tract Basin-floor fan slope fan lowstand progradin wedge incised valley fill Transgressive Systems tract Highstand Systems Tract ShelfMargin Systems Type 1 Secuence Boundary Type2 Secuence Boundary Transgressive surface Maximum Flooding Surface top basin- floor fan surface top slope fan surface
EUSTASY
ALTO
HST
HST SB1 SB2
LST
SMST
(bf)
TST
LST (sf)
BAJO
LST lpw TIEMPO
Figura 2.12
λ
Lowstand System Tract (LST) (Indicador de Sistema de Posición Baja): Está constituido por los depósitos más antiguos de la secuencia depositacional tipo 1. En su base se reconoce el límite de secuencia tipo 1 y en la cima, por la superficie transgresiva (T.S.). En una cuenca caracterizada por un borde de plataforma (Shelf Break, sb), el LST puede consistir de tres unidades: el abanico de fondo marino (basin-floor fan, bf), el abanico de talud (slopefan, sf) y la cuña progradante del lowstand (lowstand o prograding wedge lpw); en una rampa donde el gradiente de inclinación es bajo, un lpw relativamente delgado constituye la totalidad del LST. El LST se deposita durante una caída relativa del nivel del mar y la fase temprana de una elevación relativa del mismo. Basin-Floor Fan (bf) (Abanico de Piso de Cuenca) 1.- Su significancia en la secuencia estratigráfica (fig. 2.11). Es la porción más temprana del LST, caracterizada por la depositación de ABANICOS SUBMARINOS ricos en arenas, en el fondo oceánico o cerca de la base de la parte más baja del talud. El abanico de fondo marino se deposita
durante una caída relativa del nivel del mar, asociado con erosión y corte de valle en la plataforma y no tiene depósito equivalente cronoestratigráfico en la plataforma. La base del bf es un SB1 y la cima es una superficie sobreyacida por estratos de downlap. En las líneas sísmicas se reconoce como un montículo con downlap bidireccional y en los registros, el patrón es cilíndrico (fig. 4.3). Ocurren inmediatamente arriba del límite de secuencia. 2.- Significancia fisiográfica.- El bf es un sistema submarino, arenoso, relativamente pequeño, en o cerca de la base del talud. En un margen continental irregular el bf está restringido a la vecindad de cuencas intratalud o en las bocas de cañones submarinos. Este sedimento tan arenoso, es erosionado de depósitos no-marinos, de plataforma y borde de plataforma, durante las fases tempranas de una caída relativa del nivel del mar, El uso de términos fisiográficos (p. ej. bf y abanico de talud, slope fan sf) para una unidad tiempo-estratigráfica, crea mucha confusión. Los abanicos submarinos más grandes, modernos, están depositados en fondos marinos amplios, pero consisten principalmente de subdivisiones de LST.
Abanico de talud (sf) 1.- Su significancia en la secuencia estratigráfica (fig. 2.11). Es una porción del LST, caracterizada principalmente por TURBIDITAS Y FLUJOS DETRITICOS en la parte inferior del talud y fondo de la cuenca, durante una caída relativa del nivel del mar. El sf cubre como downlap al bf o al SB y es a su vez cubierto en downlap por el Lowstand Prograding Wedge (lpw). El sf puede reconocerse en la líneas sísmicas por su expresión accidentada o en montículos, que en casos ideales define al complejo de canales y diques (channel-levee complex), con forma de ala de gaviota. En los registros, su patrón es creciente (fig. 4.3). Aunque esta unidad parece presentar una mezcla altamente variable de arenas delgadas a moderadamente gruesas dentro de un todo lodoso, puede expresarse en el registro de formas muy variadas. 2.- Significancia fisiográfica.- El sistema sf es más grande y amplio que el bf y cubre como onlap la parte basal del talud conforme crece, a través del fondo de la cuenca. La facies de un yacimiento de este tipo en el sf, son principalmente turbiditas dentro de los complejos de canales o en
ramificaciones distales, en el extremo de los canales. El uso de términos fisiográficos (sf, bf) para intervalos tiempo-estratigráficos, crea mucha confusión porque, el sf comúnmente incluye abanicos submarinos depositados en el piso oceánico. Lowstand Prograding Wedge (lpw) o Lowstand prograding. Complex (Cuna Progradante de Posición Baja) 1.- Significancia en la secuencia estratigráfica (fig. 2.11). Esta última parte del LST se caracteriza por: a) Parasecuencias progradacionales o agradacionales que forman bordes sedimentarios, dirigidos hacia la cuenca en el quiebre de la plataforma. b) Valle cortado y relleno en la plataforma y parte alta del talud. El lpw y el valle cortado y relleno, se depositan durante una caída tardía del nivel del mar o una elevación temprana del mismo, ambas relativas. El lwp sobreyace al sf, algunas veces con una sección condensada secundaria, bien controlada en la cima del sf y está sobreyacida por el TST. El lwp gradúa de depósitos fluviales-litorales y marino-someros en su cima, a lutitas hemipelágicas y en algunos casos, turbiditas traslapadas, cerca de la cuña echado abajo; el lpw se reconoce en las líneas sísmicas por el offlap agradacional orientado hacia el mar en el borde de plataforma y en los registros, su patrón es de embudo (fig. 4.3), que corresponde a un engrosamiento ascendente y refleja una tendencia ascendente. Relleno de valle cortado (ivf): Es el único depósito del LST que se forma de la cuña litoral orientado hacia tierra; está comúnmente asociado a un SB1. Los valles cortados mayores se evidencian en las líneas sísmicas por la truncación erosional de la secuencia inferior y un onlap interno; mientras que los de menor escala, se reconocen por ligeros espesores isócronos. En los registros la respuesta es variable, pero puede mostrar un engrosamiento abrupto, arriba de la superficie erosional. 2.- Significancia fisiográfica: La mayoría de lpw forman un prisma de sedimentos, orientados hacia la cuenca, en el borde de plataforma de la secuencia inferior. Estos sistemas depositacionales del prisma varían de fluviales litorales y marino someros en su base, a lutitas hemipelágicas en la cima y en algunos casos, a turbiditas traslapadas, cerca de la cuña; echado abajo. Los ivf varían de metros a decenas de metros de espesor y de menos de 1 km. a decenas de kms. de ancho. Los sedimentos de
relleno pueden ser areniscas y conglomerados fluviales, arenosos y limolitas de estuarios y lodo marino. • Transgressive System Tract (TST) (Indicador de Sistema Transgresivo): Es el sistema depositacional central, en una secuencia depositacional ideal. Su límite basal es la superficie transgresiva y la cima, la MFS. El TST Está compuesto de parasecuencias de escalonamiento reverso. Conforme las parasecuencias se hacen más jóvenes, se adelgazan y representan facies más profundas. Los depósitos de este sistema, cubren la plataforma, rellenando las topografías asociadas con los valles cortados. Comúnmente el TST traslapa el SB en dirección a tierra a partir del borde de plataforma. El TST, se deposita durante una elevación relativa del nivel del mar. En los registros, se reconoce por un patrón de afinamiento ascendente, de campana, Fig. 4.3 y 4.7. Sección condensada (cs): Es una facies marina delgada, constituida por sedimentos hemipelágicos que representa un tiempo de escasez de sedimentos detríticos dentro de la cuenca; se deposita principalmente en el nerítico medio a externo, talud y fondo marino, dentro del TST y HTS, durante el tiempo de máxima elevación relativa del nivel del mar y máxima transgresión de la línea de costa. Se identifica por una o más de estas características: Abundancia y diversidad de los conjuntos de planctónicos bentónicos; delgada, lateralmente continua con zonas horadadas, abundante materia orgánica marina y bentonitas; concentraciones de minerales autígenos como glauconita, fosfatos y siderita o el desarrollo de suelos endurecidos. Arriba del bf y del sf pueden depositarse CS secundarias. • Highstand System Tract (HST) (Indicador de sistema de Posición Alta): Son los estratos más jóvenes de la secuencia depositacional, ampliamente distribuidos en la plataforma. Su límite basal es la MFS y en la cima por SB. En dirección a tierra, en el borde de la plataforma, el HST progresa de una parasecuencia agradacional a progradacional y conforme se hacen los sedimentos más jóvenes, se hacen también más someros, mientras en la cuenca consisten de una CS. El HST está sobre el sb en dirección a tierra, la cima es un downlap en dirección al mar. Está caracterizado también por el TOPLAP y truncación erosional abajo del SB superior. El HST se deposita durante las últimas fases de una elevación relativa del mar, a las fases tempranas de una caída relativa . En líneas sísmicas, el HST es un offlap progradacional, (fig. 3.6) mientras que el HST tardío, es un offlap oblicuo (fig. 3.4). En los registros, el patrón es de engrosamiento ascendente (fig. 4.3).
• Shelf Margin Systems Tract (SMST) (Indicador de Sistemas de Margen de Plataforma): Son los depósitos más antiguos de una secuencia depositacional tipo 2. Gradúan de una secuencia progradacional a incrementadamente agradacional. El límite inferior es un SB2 relativamente conformable, con una discordancia formada hacia tierra, donde el SMST se acuña. El límite superior es la TS. Los estratos de SMST cubren el SB en dirección tierra adentro y en el límite inferior, ocurre el downlap en dirección al mar. El SMST se deposita durante las últimas fases de una caída relativa del nivel del mar a un aumento progresivo en el ritmo de elevación del mismo. En líneas sísmicas, se representa como offlap agradacional (fig. 3.5).
Tipos Generales de Superficies • Conformidad: Es una superficie cronoestratigráfica que separa estratos y a lo largo de ellos no hay evidencia de erosión subaérea o submarina, ni de hiato significante. • Conformidad correlativa: Conformidad que es el equivalente lateral cronoestratigráfico de una inconformidad. fig. 2.11. • Inconformidad: Superficie cronoestratigráfica que separa estratos y a lo largo de ellos se evidencia erosión o no-depósito y esto, evidencia un hiato significante. La inconformidad puede ser identificada por terminaciones estratales (p. ej. onlap, toplap), una interrupción en la sucesión bioestratigráfica o en la facies. Los depósitos de erosión y no-depósito, ocurren en cada caída global del nivel del mar, produciendo inconformidades interregionales. Algunos investigadores han redefinido el concepto como “una superficie que separa unos estratos de otros y a lo largo de ellos, se evidencia truncación erosional sub-aérea y en algunas áreas, erosión marina correlativa o exposición sub-aérea, con indicación significante de hiato” (Posamentier y Vail, 1988, Posamentier y otros, 1988, van Wagoner y otros, 1988). Hiato: Ruptura o interrupción en la continuidad del registro geológico, debida a no-depósito, salto de sedimentos o erosión. La superficie formada durante este evento, se refiere como superficie hiatal o una inconformidad. Salto: Transporte sedimentario a través de áreas de no depósito.
• Superficie cortada (Ravinement surface): Superficie de erosión somera, causada por el efecto del oleaje, asociado con elevación del nivel del mar. Los granos más finos son dispersados y los más gruesos, permanecen como revestimiento en la superficie erosional. Superficies dentro de secuencias depositacionales: Dentro de una secuencia depositacional hay tres superficies mayores (límite de secuencia, superficie transgresiva y superficie de inundación máxima) y varias superficies menores (superficies de inundaciones marinas, cima del abanico de fondo marino y cima del abanico de talud).
SB2
SB1 ivf
Type 2 secuenceBoundary
Maximun Flooding Surface
Top 1 secuence boundary
Transgressive surface Top slope Fan surface
Top basin-floor Fan surface
• Límite de secuencia (SB): Tipo 1.- Es la inconformidad regional que se forma cuando el nivel eustático del mar cae a mayor ritmo que el de subsidencia de la Figura 2.13 cuenca, exponiendo la plataforma a erosión subaérea (fig. 2.13). Típicamente el mar cae a un punto cercano o en dirección mar adentro del borde de plataforma. El
SB1 está asociado con un cambio abrupto de las facies en dirección a la cuenca y un cambio hacia abajo en el onlap costero, erosión subaérea, rejuvenecimiento de corrientes, corte de valles, salto de sedimentos en áreas de plataforma, el desarrollo de discontinuidad de facies caracterizada por la abrupta somerización y engrosamiento a a través del límite y comúnmente el desarrollo de paleosuelos. Límite de secuencia (SB): Tipo 2.- Se forma cuando la cuenca subside a ritmo mayor que el de la caída del nivel eustático del mar, en el quiebre litoral depositacional (fig. 2.13), en este caso la plataforma no está expuesta típicamente. Aunque los SB2, están caracterizados por erosión subaérea y una inclinación en dirección al mar del onlap costero hacia tierra en o cerca de la línea de costa, ellos, generalmente carecen de algunas características de un SB1; exhiben hiatos menos pronunciados y están sobreyacidos por sedimentos de plataforma. • Cima de la superficie de abanico de fondo marino (Top Basin-Floor Fan Surface), (tbfs): Es el límite entre el bf abajo y el sf y lpw arriba. El lpw y sf cubren en downlap la cima de la superficie del abanico de fondo marino. • Cima de la superficie del abanico de talud (Top slope fan surface), (tsfs): Es el límite entreel abanico de talud abajo y la cuña progradante de lowstand, arriba. La lpw cubre en downlap, la tsfs; puede estar en downlap sobre el abanico de piso de cuenca o ser límite de secuencia, hacia la cuenca y estar en onlap sobre la cima de la secuencia depositacional infrayacente en dirección al continente. • Superficie de inundación marina (fs): Es la superficie en la cima de parasecuencias, típicamente caracterizada por una profundización abrupta, simultánea al levantamiento rápido del nivel del mar. Este límite comúnmente separa las facies marino-someras o las no marinas inferiores, de las de agua profunda superiores. • Superficie transgresiva (TS): Es la primera superficie de inundación de significancia, formada después del evento de regresión máxima en la cima del LST; a escala regional, separa las parasecuencias de escalonamiento reverso del TST superior. Esta, está asociada con una discontinuidad de facies, caracterizada por una profundización en batimetría a través del límite; puede ser erosional en la plataforma, con relieves de hasta varios metros; como en el caso de la superficie cortada por corrientes y también, puede estar asociada con residuos de guijarros y horadación. Al emerger de la superficie transgresiva con el SB en dirección hacia
tierra, permite que depósitos del TST, descansen directamente sobre los del HST subyacentes. • Cima de la Superficie del Lowstand: Ver superficie transgresiva. • Superficie de Iinundación Máxima (MFS): Es la superficie de inundación marina que se forma con el evento de transgresión máxima. Constituye la cima del TST y separa las parasecuencias de escalonamiento inferiores, de las progradacionales superiores. Las clinoformas progradan del HST superior en downlap, cubren la MFS, la que ocurre dentro de la sección condensada. Puntos a lo largo de las superficies. • Quiebre litoral depositacional: Es el cambio fisiográfico de la plataforma orientado tierra adentro, en el cual, el piso oceánico está en o cercano al nivel base con poco o no-depósito y en dirección al mar, en el que ocurre la sedimentación. Así el quiebre litoral depositacional, es un punto en la playa o en el frente deltáico. • Quiebre de la plataforma: El quiebre fisiográfico en la plataforma, marcado por un cambio en la inclinación a partir de una profundización leve de la plataforma en dirección al mar; desde el quiebre de la plataforma hacia el talud, con la profundización ahora más acentuada. La profundidad del quiebre de plataforma puede variar desde menos de 50 m. hasta más de 500 m.. • Línea de bahía (Bayline): Término acuñado por Posamentier y otros (1988) de uso restringido. Es el punto que separa la sedimentación fluvial de la deltaica/parálica. La línea de bahía está en o en dirección a tierra en la línea de costa. • Punto de equilibrio: Punto a lo largo de un perfil depositacional donde el ritmo del cambio eustático es igual al de subsidencia/levantamiento.
CAPITULO 3: ESTRATIGRAFÍA SÍSMICA INTRODUCCIÓN
Los datos sísmicos modernos proveen detalles estratigráficos a detalle, si son correctamente procesados y evaluados, estos serán de gran ayuda al intérprete; la fortaleza de la técnica sísmica radica en lo detallado del muestreo horizontal del subsuelo (del orden de decenas de pies), que puede aportar información crítica para correlación y distribuciones estratigráficas entre pozos. Como las secciones sísmicas a menudo tienen semejanza sorprendente con las secciones estratigráficas, existe una tentación fuerte por interpretarlas directamente. La sección sísmica es la respuesta geológica de las ondas sísmicas y del procesamiento subsecuente de lo registrado y pueden no tener correspondencia uno a uno con los horizontes de interés geológico del subsuelo. No obstante las limitaciones de los datos geofísicos, pueden ofrecer detalles estratigráficos sutiles, especialmente cuando se han establecido calibraciones basadas en información de pozos (registros, núcleos, bioestratigrafía). La estratigrafía sísmica constituye solo parte de la interpretación estratigráfica de secuencias. Los métodos de interpretación sismo-estratigráficos se dividen en dos tipos. El primero, involucra especificación de facies “sísmicas”, determinadas con base a configuraciones de reflejos, su continuidad y atributos de fase/amplitud para mapear su distribución. Las correlaciones cualitativas entre las facies sísmicas y los procesos depositacionales son necesarias. Este método es rápido para la estimación de variaciones regionales, pero no es apropiado para la prospección ni para la descripción de reservorios. Asumir que la interpretación se complete con el mapeo, es incorrecto; en áreas con buen control de pozos este estilo de interpretación no se garantiza. El segundo tipo de interpretación estratigráfica, involucra la selección de candidatos a secuencias y límites de sistemas depositacionales, basada en la configuración de reflexión y las terminaciones, pues se asume que los reflectores evidencian superficies cronoestratigráficas; su definición puede ser confrontada con reflectores de registros, datos de bioestratigrafía y geoquímica en forma repetitiva, hasta llegar a una interpretación consistente. Para lograr esta integración, la correlación de tiempos de líneas sísmicas y profundidades en el pozo deben ser establecidas, desafortunadamente esto no es tan fácil o consistente de pozo a pozo. Los términos en este capítulo han sido seleccionados como aquellos, comúnmente utilizados por los estratígrafos de secuencias en el análisis de datos. Aunque muchos de estos términos se usan para describir eventos sísmicos y superficies estratales en modelos geológicos o afloramientos, es importante notar, que la sección sísmica no muestra verdaderamente una sección transversal, sino un
conjunto de ondas con sus limitaciones. Entre más precauciones tome el intérprete de sus posibles fallas, mejor será su interpretación final. Una breve discusión de los atributos de la traza compleja se incluye aquí, aunque la utilidad de este tipo de análisis no ha sido reconocida o demostrada, su potencial existe, si uno está interesado en la variación o identificación de la configuración de reflejos y terminaciones, podrán obtenerse más aciertos en la información interpretable de una exposición de indicadores de atributos, mejorando lo convencional. Estratigrafía sísmica: Es la disciplina que trata con la litología del subsuelo y sus relaciones estratigráficas, con los datos de reflectores sísmicos. El sismo-estratígrafo debe estar apto para discriminar el ruido de registro y procesado, así como el de efectos de propagación de ondas indeseadas, de las representaciones geológicas verdaderas; para lograr esto, debe estar versado en (a) física sísmica, adquisición y procesado; (b) principios estratigráfico/estructurales y procesos sedimentarios y (c) datos de pozos y análisis de registros. Facies sísmicas: Están representadas por grupos de reflectores cuyas propiedades (configuración, amplitud, continuidad, frecuencia, velocidad de intervalo), difieren de los grupos adyacentes. Para distinguir facies a partir de datos sísmicos, se utilizan tres criterios principales: 1.- Tipos de terminaciones de reflectores asociados con los límites de la unidad (toplap, onlap, offlap, downlap, truncación, convergencia interna). 2.- Configuración del patrón del reflector dentro de la unidad (paralelo, caótico, sigmoideo, oblicuo, divergente, etc.). 3.- Forma externa o forma geométrica de la unidad (sábana, cuña, lente, montículo, etc.). Análisis de las facies sísmicas: Involucran la identificación y mapeo de las facies. La suposición fundamental es que el patrón del reflector de un intervalo seleccionado, puede ser definido por la descripción de las tres propiedades de su comportamiento: (1) tipo de terminación en la cima del intervalo (A para “arriba”); (2) El tipo de patrón para la base (B para “base”) y (3) La naturaleza de las propiedades del reflector (C para “contenido”). Al combinar estas, harán mapeable una facies, (A-B)/C; la relación de esta distribución conducirá a un ambiente depositacional hipotético.
Terminaciones de reflexiones sísmicas: Un precepto básico en estratigrafía de secuencias sísmicas, es que los reflectores tienden a ser paralelos a las superficies estratales y tienen por lo tanto, la misma significancia cronoestratigráfica. Las siguientes, son tipos de terminaciones y su significancia estratal. • Toplap (fig. 3.1): Terminación echado arriba (discordante) de estratos inicialmente inclinados (reflectores sísmicos), sobreyaciendo a una superficie por salto depositacional (bypassing), o depósito grandemente reducido, se encuentra en ambientes marino somero progradantes, como el caso de los deltas y en ambientes marino-profundos, donde las corrientes submarinas definen un nivelbase; submarino a diferencia de la truncación erosional, el toplap es local; no puede correlacionarse regionalmemte. • Truncación erosional (fig. 3.1): Terminación cima-discordante resultante de una relación angular de una superficie erosional (o su expresión sísmica), respecto a los estratos infrayacentes (o su expresión sísmica). Cuando la superficie es subparalela, a menudo es difícil diferenciarla del toplap (p. ej. corte no profundo). • Truncación aparente: Relación cima-discordante donde los reflectores parecen truncar, debido al adelgazamiento de la unidad reflectora. Es poco común en a cuenca; echado arriba es producto de parasecuencias escalonadas reversas, abajo de la mfs (p. ej. TST). • Onlap (fig. 3.2): Terminación discordante de estratos (o sus reflectores) que traslapan progresivamente echado arriba, contra una superficie inicialmente inclinada (o su reflector). El onlap podrá ser interpretado como un hiato nodepositacional de duración creciente (echado arriba), contra una superficie inclinada pre-existente. • Downlap (fig. 3.2): Terminación base-discordante echado abajo de estratos inicialmente inclinados (o sus reflectores), contra una superficie más antigua (o su reflector), de menor inclinación. El downlap puede ser interpretado como hiato nodepositacional de duración creciente (en dirección echado abajo), donde los estratos sucesivamente más jóvenes traslapan contra una superficie pre-existente. Toplap / Truncation
• Baselap: Término de relación base-discordante, útil, cuando el onlap no puede distinguirse del downlap, principalmente a causa de la deformación postdepositacional. Condición no común, donde es difícil separar la relación si es de echado arriba o echado abajo. • Convergencia interna: Son reflectores de terminaciones no-sistemáticas dentro de una secuencia, a causa del adelgazamiento de los estratos de baja resolución sísmica. • Offlap: Hay dos definiciones de offlap: 1.- Relación cima-discordante, donde estratos terminan contra otros más jóvenes. El toplap y la truncación erosional son formas de offlap. Lo opuesto a offlap es onlap; en éste los estratos terminan echado arriba contra otros más antiguos. Esta definición es la clásica, pero ha caído en desuso. 2.- Superficie estratal (o su reflector) en un ambiente progradacional: El offlap solo ocurre durante la progradación. Puede ser usado como sinónimo de clinoforma. Esta definición involucra más utilidad, por dar información acerca de acomodación cambiante. La relación estratal del offlap echado arriba, puede ser concordante (paralela o subparalela) o discordante (onlap, toplap o truncación). Echado abajo, puede ser concordante (paralela o subparalela) o discordante (downlap, onlap o baselap). Quiebre del offlap: Es el punto de una superficie estratal “offlapante”, donde el ritmo de cambio en la inclinación es máximo. Este punto, puede o no ser coincidente con el quiebre de la plataforma o el litoral depositacional (fig. 3.3).
Offlap oblicuo (fig. 3.4): Es una relación posicional del quiebre offlap, donde este forma superficies cada vez más jóvenes, de manera horizontal. Esto sugiere que no hay agradación, por lo que el quiebre de offlap no crece. El offlap oblicuo sugiere que la progradación se da en una cantidad de espacio sin cambio.
Oblique Offlap
Figura 3.4
Offlap agradacional (Fig. 3.5): Este, prograda hacia arriba, de manera cóncava. Sugiere que la agradación supera a la progradación que aún debe mantenerse y que la acomodación es creciente. No obstante, para que la progradación pueda causar offlap, debe haber suficiente aporte de sedimentos para definir la elevación relativa del nivel del mar.
Offlap progradacional o sigmoideo (fig. 3.6): Es una relación posicional de quiebre de offlap, donde los estratos progradan en forma cóncava, hacia abajo. Este sugiere que la progradación se produce durante una acomodación decreciente.
Figura 3.6
Patrones de reflexión sísmica: Los patrones de estratificación que resultan de procesos depositacionales, erosión y paleotopografía, pueden ser interpretados a partir de reflectores y su continuidad está asociada con la de los estratos. Se han definido los siguientes: λ
Paralelos y subparalelos: Los reflectores son uniformes (paralelos), o relativamente uniformes (subparalelos) en amplitud, continuidad, anchura del ciclo y tiempo de separación. El grado de variación lateral sugiere el grado de cambio en los ritmos locales de depositación y contenido litológico.
λ
Divergentes (fig. 3.7): Forman paquetes de forma de cuña en los que el engrosamiento lateral es producido por engrosamiento de ciclos individuales dentro del paquete, más bien que por onlap, toplap o truncación erosional.
λ
Clinoformas progradantes: Los paquetes de reflectores, de los simples a los complejos, son interpretados como resultado de depósito significante de estratos de crecimiento lateral o progradante. Cada reflector lateralmente progresivo, dentro del paquete, se le llama clinoforma; las diferencias entre las clinoformas, se deben a variaciones de los ritmos de depositación y batimetría. De las que se han identificado están: la sigmoidal, oblicua tangencial, oblicua paralela, oblicua sigmoidal compleja, traslapada y accidentada. Sigmoidal: Resulta de la superposición de reflectores sigmoidales, interpretados como estratos con segmentos delgados de inclinaciones suaves y otros gruesos intermedios, de inclinación mas acentuada, fig. 3.8; sus extremos superiores son casi horizontales y son concordantes con la superficie superior de la facies; los extremos frontales forman lentes superpuestas de forma agradacional o progradacional; sugieren incremento en la acomodación durante el depósito de los estratos progradantes.
Figura 3.8
Oblicuo: Es una clinoforma progradante, idealmente consiste de reflectores marcadamente inclinados, cuya terminación echado arriba, es toplap, con superficie horizontal o casi horizontal y abajo termina en downlap, contra el reflector inferior. Los segmentos frontales, echado abajo, son horizontales, lo que implica una acomodación decreciente. La inclinación es mayor que el patrón sigmoide. Este patrón puede ser tangencial y paralelo, de acuerdo a la orientación de sus terminaciones echado abajo. Oblicuo-tangencial (fig. 3.9): La inclinación decrece gradualmente en las porciones inferiores de los segmentos frontales, formando reflectores cóncavos hacia arriba. Tangencialmente, terminan contra un reflector inferior por downlap, que se adelgazan echado abajo. Oblicuo-paralelo (fig. 3.10): Es relativamente más inclinado, echado abajo, terminan con ángulo mayor por downlap. Implica un ambiente con aporte alto de sedimentos, con poca o ninguna subsidencia y nivel del mar estable que permite el relleno de la cuenca, concomitante con salto sedimentario o superficie superior tallada.
Figura 3.10
Oblicuo-sigmoide complejo (fig. 3.11): Este patrón progradante, es una combinación alterna de reflejos sigmoides y oblicuos. Sus partes altas son segmentos horizontales y oblicuos, con terminaciones toplap. La alternancia se debe a régimen depositacional de alta energía y salto depositacional, en el segmento superior.
Traslapado (fig. 3.12): Es una clinoforma progradante con reflectores, comúnmente con límites inferior y superior, su inclinación es oblicuaparalela y termina en toplap y downlap aparentes. Indica progradación en aguas someras.
Figura 3.12
Accidentado (fig. 3.13): Es una clinoforma progradante, constituida de segmentos reflectores irregulares, discontinuos, subparalelos, de distribución al azar, marcado por terminaciones y divisiones; se interpreta que representa una clinoforma de lóbulos pequeños, interdigitizados, construidos en aguas someras de prodelta o interdeltáicos. Este patrón es de los más aparentes y de perspectivas sorprendentes.
Caótico (fig. 3.14): Son reflectores discordantes, discontinuos, sugieren un arreglo desordenado, resultado de sedimentos de alta energía o estratos continuos, deformados después, para ser discontinuos.
Análisis de trazas complejas: El análisis de los atributos sísmicos (magnitud, fase y frecuencia) y su variabilidad, pueden estar legítimamente relacionados con la geología de subsuelo. Pueden ser diagnósticos de cambios en la litología, espesores y contenido de fluidos en poros. Se utilizan para mapeo de facies sísmicas, características, que pueden mejorar las predicciones areales y verticales de litología, ambientes depositacionales e indicadores de hidrocarburos. Traza sísmica compleja: Consiste en dos componentes ortogonales. La parte real y la imaginaria; la real es la traza registrada y la imaginaria, se le llama cuadratura de traza, es la rotación de 90º (calculada vía transformada de Hilbert), de la componente real. En una gráfica tridimensional, la traza sísmica compleja es una función helicoidal que se enrolla en espiral cerca del eje-tiempo. La ecuación de la señal es: C (t) = R (t) cos 0 + i I (t) sen 0 donde 0 , es el ángulo de rotación, fuera del eje real, R (t) e I (t), son las amplitudes para las trazas real e imaginaria, en el tiempo t, respectivamente (ver fig. 3.15).
Figura 3.15
Atributos sísmicos: Son las propiedades de las trazas sísmicas complejas: amplitud, magnitud, fase, frecuencia y polaridad. El término instantáneo, es dado para la fase y frecuencia, cuando esos valores son calculados para cada muestra de tiempo de una traza sísmica. En esta forma, la fase instantánea y la frecuencia, pueden ser desplegadas en un arreglo convencional con ondiculas, como se hace para la entrada de datos sísmicos. • Amplitud: Es el valor de la traza a cualquier muestra de tiempo en una traza sísmica. Esto se describe como el desplazamiento de la señal, desde un valor, hacia valores con signo - o +. La amplitud de la traza cambiará como la rotación de los cambios de la traza compleja; algunos autores usan la amplitud cuando significan, más específicamente, magnitud. • Magnitud: Es la amplitud absoluta máxima para todas las rotaciones de fase a un tiempo dado. La magnitud corresponde a la amplitud de cubierta de la trazasísmica compleja. La ecuación para la magnitud es: /C(t)/ = [R(t) ² + I(t) ²]½ donde R(t) e I (t) son las amplitudes de las trazas, real e imaginaria de la traza compleja C(t), al tiempo t, respectivamente. A la magnitud, se le conoce como intensidad de reflexión por algunos autores y no debe confundirse con el tamaño del coeficiente de la reflexión de la superficie reflejante. • Fase instantánea: La muestra de tiempo, multiplicada por el valor de la fase de la envolvente de la traza sísmica compleja, se calcula como sigue: O (t)
= tan-1 [I(t)/R(t)]
donde R(t) e I(t), son las amplitudes para las trazas, real e imaginaria al tiempo t respectivamente. La fase instantánea es independiente de la magnitud. Las gráficas de fase pueden ayudar a enfatizar la continuidad de eventos y son especialmente efectivas al resaltar acuñamientos, angularidades y la interferencia de eventos con diferentes echados. • Frecuencia instantánea: Es la derivada respecto al tiempo de fase instantánea o una medición de que tan rápido o lento, cambia la fase como una función de tiempo. Las frecuencias instantáneas, no deben ser confundidas con las
frecuencias de la transformada de Fourier (p. ej. el ancho de banda del tipo de onda inherente). • Polaridad: Es el signo (- o +) de la amplitud de la traza sísmica.
CAPITULO 4: LITOESTRATIGRAFÍA SISTEMAS Y PROCESOS DE SEDIMENTACIÓN INTRODUCCIÓN En este capítulo se examina la clasificación de los sistemas sedimentarios siliciclásticos, así como otros términos y conceptos litoestratigráficos, usados comúnmente en estratigrafía de secuencias. Dentro del paradigma de estratigrafía de secuencias estas, se componen de sistemas depositacionales, los cuales a su vez, consisten de sistemas sedimentarios entrelazados, tales como deltas progradantes, valles cortados y abanicos submarinos. Dentro de cada sistema depositacional, los procesos sedimentarios (p. ej. los depósitos de tormentas, turbidíticos o hemipelágicos), crean reservorios, sellos y rocas generadoras, que acumulan hidrocarburos. Por lo tanto, es vital conocer los principales sistemas depositacionales y procesos de sedimentación, para usar eficazmente la estratigrafía de secuencias, en la exploración y desarrollo. Las características litológicas a partir de registros, núcleos o muestras de canal han sido usadas, durante décadas, como el medio principal para correlacionar estratos (litoestratigrafía), a grandes distancias, para establecer prospectos exploratorios y a distancias cortas, para diseñar estrategias de desarrollo de campos. No obstante, las características litológicas casi siempre varían lateralmente en patrones complejos, causados por cambios en espacio y tiempo en el sistema depositacional. Como consecuencia de las variaciones laterales, las correlaciones litoestratigráficas tienen un riesgo muy alto de ser erróneas. La estratigrafía de secuencias mejora la confiabilidad de la correlación estratigráfica, intentando correlacionar eventos sincrónicos, independientemente de su expresión litológica, en lugar de los tipos roca por si mismos. De este modo, la estratigrafía de secuencias, toma en consideración los cambios temporales y espaciales en los sistemas sedimentarios, causados por los cambios relativos en el nivel del mar y por otros factores que influyen en la sedimentación. Está fuera del alcance de este documento, describir todos los sistemas depositacionales conocidos. No obstante, dentro de cada uno de ellos, unos pocos sistemas, que son claves, son particularmente importantes para predecir la localización y las características de los reservorios en clásticos. Algunos de estos, particularmente los sistemas costeros de aguas someras, son bien conocidos y se describen, sólo brevemente, en este capítulo.
Los sistemas sedimentarios de mar profundo, por lo general, son menos conocidos. Los términos y modelos sedimentarios, recientemente introducidos, tales como las turbiditas traslapadas y los abanicos de talud, han generado mucha discusión y confusión y por consiguiente, se analizan con mayor detalle en este capítulo. Litoestratigrafía: Estratigrafía física, basada únicamente en el tipo de roca, no en los fósiles (bioestratigrafía) o en el paleomagnetismo (magnetoestratigrafía), ni en ningún intento de identificar la edad verdadera (cronoestratigrafía). Como casi todos los tipos de roca son diacrónicos, a escala regional; las correlaciones litoestratigráficas, son comúnmente discordantes con las correlaciones bioestratigráficas y/o cronoestratigráficas. Facies: Es el aspecto completo de una roca sedimentaria, basada en características específicas (p. ej. tipo de roca, contenido mineral, estructuras sedimentarias, estratificación, fósiles, contenido orgánico), que caracterizan a la roca y la distinguen de las otras. Así, las litofacies están basadas en la litología, las biofacies en la fauna y flora, las facies orgánicas en el querógeno sedimentario y el betún y las facies sísmicas, en los atributos y configuración sísmicas. Ritmo de acumulación: Es la velocidad de depositación del sedimento a largo plazo, (p. ej. centímetros/1000 años). Como consecuencia de periodos de erosión o de no-depositación, una velocidad de acumulación neta, a largo plazo, usualmente, es más pequeña que el ritmo de acumulación a corto plazo. Sección expandida: Intervalo de sedimentos entre dos marcadores de tiempo, que es mucho más grueso que los sedimentos, representando el mismo intervalo de tiempo, en una localidad diferente. Las secciones expandidas, son comúnmente encontradas en los bloques bajos de las fallas de crecimiento. Secuencia de engrosamiento ascendente: Un incremento estratigráficamente ascendente en el promedio del tamaño de granos dentro de una serie de estratos, en términos de metros o decenas de metros, generalmente indica un incremento gradual en la energía depositacional. Las secuencias de engrosamiento ascendente, están comúnmente asociadas con un engrosamiento ascendente de los estratos. El engrosamiento ascendente dentro de un solo estrato, generalmente es mencionado como una gradación inversa. Este tipo de “secuencia”, no está relacionada con una secuencia depositacional.
Secuencia de afinamiento ascendente: Un decremento estratigráficamente ascendente en el promedio del tamaño de los granos dentro de una serie de estratos, generalmente, del orden de metros o decenas de metros, indica un decremento también, en la energía depositacional. Las secuencias con afinamiento ascendente, se asocian, comunmente, con un adelgazamiento también ascendente en el espesor de los estratos. El afinamiento ascendente, dentro de un mismo estrato, es referido como gradación normal (p. ej. una turbidita). Este tipo de “secuencia” no está relacionada con una secuencia depositacional. Clinoformas progradantes: Son conjuntos de superficies estratificadas, inclinadas, observadas en perfiles sísmicos y en afloramientos extensos. Se forman por la construcción progresiva de una línea de costa o un talud, bajo condiciones constantes de sedimentación. En los ejemplares bien desarrollados, se pueden diferenciar las partes de estratos de cima, frontales y de base (topset, foreset y bottomset, respectivamente). Las expresiones sísmicas de las clinoformas progradantes, se discuten en el capítulo 3.
• Estratos de cima: Estratos planos y delgados, que progradan sobre los frontales, previamente depositados. Típicamente los estratos de cima, son los más
altos de un delta, tipo Gilberto; pero el término, puede ser aplicado a la cima plana de cualquier clinoforma progradante. • Estratos frontales: Estratos inclinados, depositados en un talud depositacional progradante, típicamente, este sería un delta tipo Gilberto, con echados de 20º o más, pero el término es a menudo, aplicado a la porción inclinada de una variedad de clinoformas progradantes; durante la progradación, los estratos frontales, se forman sobre otros de base, previamente depositados y a su vez, pueden ser cubiertos por otros más planos; los de cima. • Estratos de base: Estratos delgados, casi horizontales, depositados en el fondo del mar o de un lago, en el frente de un talud depositacional progradante; este, típicamente puede ser un delta tipo Gilberto, pero el término podría ser aplicado a la parte basal de cualquier clinoforma progradante, incluyendo las grandes clinoformas observadas en los perfiles sísmicos. En tanto que el talud prograda, sus estratos frontales se forman sobre los de base, previamente depositados. • Pie de clinoforma: Es la base de una clinoforma progradante, véase estratos de base. Patrones en el registro: Los patrones típicamente reflejan cambios en la energía depositacional, que van desde alta (arena), hasta baja (lutita). Durante la interpretación geológica, usualmente se da un salto a partir de la energía depositacional a ambiente depositacional, vía proceso depositacional; aunque este proceso involucra gran ambigüedad, debe ser documentado siempre por otras evidencias tales como: espesor de la unidad, tipos de roca asociada y en general, por las condiciones de depósito. Los patrones son comúnmente observados en registros de rayos gamma y potencial natural, pero se pueden obtener conclusiones similares con el neutrón-densidad fig. 4.2) y en algunos casos, con registros de resistividad. La identificación e interpretación de patrones, son la base de la estratigrafía de secuencias, con base a registros (fig. 4.3).
Figura 4.2
• Patrón de engrosamiento ascendente en forma de embudo (fig. 4.2A): Las formas de embudo representan energía depositacional con incremento ascendente. Un ejemplo típico, son las barras en la boca de los distributarios; cuando hay buena resolución en ambientes sedimentarios de plataforma; cada parasecuencia, debe ser evidenciada por un patrón de embudo. Los patrones de apilamiento progradacional de juegos de parasecuencias, reflejan como embudos grandes, porque representan un conjunto depositacional completo, tal como los borde lobulares de un delta (véase el patrón de árbol de navidad invertido, fig. 4.3); los conjuntos de parasecuencias progradacionales con apariencia esencialmente idéntica, se encuentran en ambientes de plataforma, tanto de la cuña progradante del lowstand, como el highstand system tract. • Patrón de bloque o forma cilíndrica (fig. 4.2B): Las formas cilíndricas implican un nivel de energía relativamente constante durante el periodo de depósito. Algunos ejemplos típicos, incluyen dunas eólicas, rellenos de valles cortados, canales distributarios de baja sinuosidad y playas. • Patrón de adelgazamiento ascendente o forma de campana (fig. 4.2C): Las formas de campana, reflejan un decremento ascendente de la energía depositacional, dentro de un cuerpo arenoso único, está implícita una secuencia de corriente menguante, como la que se encuentra en las barras aluviales, distributarios deltáicos, o turbiditas distales, delgadas. En una escala mayor, de varios cuerpos arenosos, un patrón de adelgazamiento ascendente, representa un conjunto de parasecuencias de escalonamiento reverso, el cual es la expresión típica de un medio de sistemas transgresivos, en ambientes de plataforma. • Patrón creciente: Un patrón creciente en el registro, implica un engrosamiento ascendente inicial, seguido eventualmente, por un afinamiento. Si bien este puede ser dividido en subpatrones de embudo, sobreyacido por campana, el reconocimiento del patrón completo, es casi siempre útil en sedimentos de aguas profundas, donde al parecer, representa un ciclo de desarrollo de abanico submarino. Ese patrón es típico de abanicos de talud del lowstand; varían de cientos y a veces de miles de pies (fig. 4.3).
Figura 4.3
Reservorios clásticos de Higstand Systems Tract: En siliciclastos de ambiente de plataforma, la progradación de la línea costera conduce a secuencias de engrosamiento ascendente completas, éstas, pueden reflejar lóbulos deltaicos o transiciones litorales-planicie costera. Dichas arenas son típicamente de capacidad limitada de almacenamiento y es improbable que constituyan trampas estratigráficas, debido a la fuga hacia sistemas arenosos fluviales adyacentes, echado arriba. Típicamente, lo que parece ser la mejor arena en la cima de un highstand progradante, es por lo general, un sistema de valle cortado de lowstand system tract de la secuencia suprayacente, que ha cortado y sustituido los sedimentos progradantes. van Wagoner y otros (1990), describen buenos ejemplos de estos. Reservorios clásticos de Transgressive Systems Tract: En ambientes de plataforma, una serie de parasecuencias progradacionales, individuales, distribuyen sistemas arenosos costeros tales como islas de barrera, tierra adentro a lo largo de la superficie transgresiva, desde la cima de la cuña progradante del lowstand, hasta el punto de transgresión máxima. Estas arenas pueden tener la mejor calidad de almacenamiento, de cualquiera de los system tracts. Donde el escalonamiento reverso es relativamente rápido, las islas de barrera en parasecuencias sucesivas, están separadas una de la otra, produciendo trampas estratigráficas con buen sello de lutita. Donde el escalonamiento es más lento, las islas de barrera sucesivas se fusionan y no constituyen trampas por no haber estructura. • Islas de barrera: Son sistemas depositacionales asociados a la línea de costa. Forman reservorios en los sistemas transgresivos. Los complejos de islas de barrera comúnmente se forman, durante periodos de elevación relativa, lenta y de estabilidad del nivel del mar; las fluctuaciones de corto plazo, (cuarto y quinto orden) en el ritmo de elevación relativa del mar, durante una transgresión de largo plazo, (tercer orden), pueden producir una serie de complejos de barreras de escalonamiento reverso, dentro de un sistema transgresivo.
Reservorios clásticos de Lowstand System Tract. • Sistema de Valle Cortado: Estos consisten de canales fluviales que cortan estratos subyacentes, en respuesta a un descenso relativo en el nivel del mar. Los sistemas de valle cortado, son el equivalente cronoestratigráfico del borde progradante del lowstand, que se presenta, tierra adentro del borde de la plataforma continental. Los valles cortados, varían desde unos pocos, a decenas de metros de espesor y usualmente, tienen unos pocos kilómetros de largo, si bien; algunos son de varias decenas de kilómetros de ancho. Los depósitos dentro de los valles, incluyen sedimentos clásticos marinos, estuarinos y fluviales con buen potencial de almacenamiento. Los valles cortados, están típicamente asociados al límite de secuencia Tipo I y generalmente, representan un cambio de facies hacia la cuenca. • Arenas del borde progradante del Lowstand: La parte alta del borde está caracterizada, por el total de secuencias de arena de engrosamiento ascendente, similares a aquellas del Higstand System Tract. Estas arenas pueden reflejar lóbulos deltaicos o transiciones de la costa a la planicie costera. En cuencas de márgenes pasivas, dichas arenas ocurren cerca del borde de plataforma de la secuencia subyacente y es improbable que constituyan trampas estratigráficas en cuencas con fallas de crecimiento, dichas arenas, son comúnmente encontradas en las secciones expandidas de los bloques bajos de las fallas de crecimiento, con trampas acrecentadas por anticlinales de “corrimiento” (rollover). Las fallas de crecimiento, pueden servir como vías para cargar esas arenas con hidrocarburos. Turbiditas traslapadas: Término aplicado a las turbiditas, depositadas cerca del pie del borde progradante del lowstand. “Traslapada” se refiere a la geometría parcialmente sobrepuesta, inferida de las turbiditas en el área de estratos de base de un borde progradante. Las turbiditas en esta posición generalmente son de extensión limitada y tienen menos potencial de almacenamiento, que aquellas de los sistemas de abanico de fondo de cuenca y de talud, porque tienden a fugar echado arriba. • Abanicos de Lowstand: Estos incluyen tanto la división de abanicos de piso de cuenca, como la de abanicos de talud de la terminología de Vail. Existe una variedad de geometrías de abanicos submarinos y rampas que contienen arenas almacenadoras, depositadas por varios procesos de flujo-gravedad (relacionados con las turbiditas).
Las arenas de los abanicos de piso de cuenca, son los reservorios más obvios, especialmente en cuencas asociadas a tectónica salina, pero el entrampamiento estratigráfico es más común en los cuerpos arenosos individuales, más pequeños, dentro de la parte distal más arcillosa de los abanicos de talud. • Abanico submarino: Término general aplicado a sistemas depositacionales de turbiditas, depositadas en cuencas de aguas profundas, debajo de la base del oleaje de tormentas. De acuerdo al modelo del abanico submarino, este es alimentado por un solo cañón submarino y crece hacia afuera, a través del amplio piso de la cuenca formando una serie de canales, que terminan distalmente en ramificaciones o lóbulos de supra-abanico. Tanto el sistema de abanico de piso de cuenca, como el de abanico de talud, pueden contener depósitos de abanico submarino. No obstante, las turbiditas también se presentan dentro de sistemas depositacionales marinos profundos, que no se ajustan a los modelos típicos de abanicos submarinos (p. ej. rampa de turbidita, turbidita traslapada). • Lóbulo de abanico: Término confuso y ambiguo generalmente usado para describir varias partes, diferentes, de los abanicos submarinos. Normark (1978), originalmente utilizó el término “lóbulo de supra-abanico”, para designar el área de montículos sin canales y la depositación de turbiditas arenosas en el extremo distal de un abanico submarino profundo, cortado por un canal (fig. 4.4). En afloramientos y núcleos las facies de lóbulos de turbidita, típicamente se refieren a turbiditas delgadas, lateralmente continuas, interpretadas como depósitos de lóbulo de supra-abanico. Bouma y otros (1984), usaron el término “lóbulo de abanico”, para designar un sistema depositacional completo, dentro del abanico del Mississippi, incluyendo el canal cortado, sedimentos aluviales de llanura de inundación (overbank) y las turbiditas distales no cortadas por canales. Shanmugam y Moiola (1991), hicieron una revisión completa de las múltiples definiciones de los lóbulos.
Figura 4.4
Lóbulos de supra-abanico: En el modelo de abanico submarino de Normark (1987), un lóbulo supra-abanico, es el lugar de depositación activa de turbiditas arenosas, adelante de donde terminan los canales cortados (fig. 4.4). Algunos abanicos modernos tienen una área de supraabanico ascendente debido a la rápida acumulación de sedimentos. Se infiere que las facies de lóbulos de supra-abanicos, comprenden turbiditas delgadas y apiladas, con buena continuidad lateral, pero pobre la vertical. Los lóbulos de supra-abanico, se forman durante la sedimentación activa de los abanicos submarinos, dentro de los sistemas de abanico de piso de cuenca y abanico de talud del Lowstand Systems Tract. No obstante, los criterios para su identificación dentro del Lowstand Systems Tract, en perfiles sísmicos, necesitan ser todavía establecidos claramente. • Complejo de dique-canal: Es un volumen de sedimentos consistente de rellenos de canal, masivos, de grano grueso, flanqueados por diques en capas delgadas y sedimentos aluviales de llanura de inundación, de grano fino; los complejos de canal-dique puede ser reconocidos en perfiles sísmicos, por su carácter de montículo ondulado y por su forma de “ala de gaviota”, creada por una gruesa área de canal central, flanqueada por diques, que se adelgazan hacia afuera. Los complejos canal-dique se presentan dentro de sistemas depositacionales de abanicos submarinos, fluviales y planicies deltaicas. Ala de gaviota: Describe la forma de la sección transversal de un complejo canal-dique, particularmente, dentro de un abanico submarino. Los depósitos de dique, ricos en limo, adelgazan lateralmente, hacia ambos lados de los depósitos de canal, ricos en arena y la compactación por sepultamiento, acentúa ese adelgazamiento bidireccional. Las arenas de canal, comúnmente tienen buenas propiedades de almacenamiento, pero pueden ser trampas estratigráficas.
• Rampa de turbidita: Un sistema depositacional de turbiditas, difiere del modelo típico de abanico submarino, en que las turbiditas arenosas se originan a partir de una fuente lineal, de una serie de pequeñas fuentes, más que de una fuente puntual, tales como un gran cañón o un canal cortado dentro del talud continental (fig.4.6). Un sistema de rampa de turbiditas, también llamado extensión del talud, carece de canales cortados y puede incluir turbiditas arenosas que se depositan en Figura 4.5 onlap, directamente sobre el talud continental, produciendo una rampa o cuña, que reduce el gradiente total del talud (Heller y Dickinson, 1985). El modelo de rampa de turbiditas, se aplica a los sistemas ricos en arenas que se encuentran comúnmente, a lo largo de los márgenes tectónicamente activos. Las rampas submarinas o frentes, también provocan reducción de la pendiente a partir de bancos o arrecifes carbonatados. Las rampas submarinas (aprons) se desarrollan echado abajo de los arrecifes y bancos calcáreos durante lowstands relativos del nivel del mar, pero su relación con los Lowstand Systems Tracts no es clara.
Figura 4.6
• Rampa submarina de Talud (slope apron): Es un prisma de sedimentos de granos, relativamente gruesos, formado en la base de un talud pronunciado; también se le denomina rampa de turbidita. Las rampas submarinas de talud también ocurren en la base de los escarpes de carbonatos, tales como los talus del pre-arrecife en el talud. • Cuenca de intratalud: Es una área de acumulación significativa de sedimentos marinos profundos, sobre el talud continental. Una cuenca intratalud, puede ocurrir en una área de bajo gradiente, así como en un fondo de cuenca plano, completamente cerrado. Las cuencas intratalud se desarrollan sobre taludes estructuralmente activos, subyacidos por fallas de crecimiento o estructuras salinas, donde forman depresiones alargadas con transporte axial de sedimentos. Las cuencas intratalud, comúnmente, contienen turbiditas arenosas dentro de los sistemas de abanico de talud y abanico de fondo de cuenca. No obstante, los fondos estrechos de las cuencas intratalud, típicamente restringen el desarrollo de los abanicos submarinos clásticos. Facies y procesos depositacionales de aguas profundas. • Flujo gravitacional: Término general para el movimiento descendente de rocas y sedimentos no consolidados por mecanismos de transporte gravitacional, que van desde el deslizamiento lento de bloques, prácticamente intactos (p. ej. bloques deslizados, escurrimientos), hasta movimientos más rápidos de flujos densos (p. ej. desprendimientos, flujo de escombros) y flujos turbulentos más diluidos.
Figura 4.7
• Flujo de escombros: Movimiento de lodo, arena y grandes clásticos, masivo, caótico y de alta densidad, en el cual la matriz es lo suficientemente fuerte, como para soportar los clásticos. Los flujos de escombros ocurren en ambientes sedimentarios subaéreos (p. ej. abanicos aluviales), prodeltas y marinos profundos y pueden ser el componente principal de los Lowstand System Tracts. Los flujos de escombros se originan típicamente, sobre pendientes moderadas y forman depósitos proximales, cerca de la base del talud, donde el gradiente se atenúa; muchos sedimentos de gravedad fluyen, probablemente al principio, como flujos de escombros y se vuelven flujos turbulentos; a medida que aumenta su velocidad en la pendiente, se hacen más turbulentos y se diluyen. • Escombrita: Depósito formado por un flujo de escombros, típicamente consiste en una mezcla de lodo, arena y clastos grandes, pobremente seleccionada. Las escombritas incluyen calizas con guijarros con gradación irregular y matriz soportando clastos. Los intraclastos de caliza, dentro de las escombritas, comúnmente muestran deformación plástica. Se considera que las escombritas, son de facies proximales y como reservorios, son muy pobres, debido a su matriz rica en lodo; pero pueden estar intercaladas con turbiditas arenosas, potentes, dentro del abanico de piso de cuenca y en el de talud del Lowstand System Tract. • Desprendimiento: Depósito formado por el movimiento descendente de una masa coherente de sedimento por deslizamiento o flujo viscoso, lento; al proceso se le conoce como desprendimiento. Un depósito de este tipo, puede estar deformado internamente pero permanece relativamente intacto; es común en los ambientes prodeltaicos ricos en lodo, donde se forman capas gruesas con baja calidad de almacenamiento. Los desprendimientos pueden ser el componente principal de los abanicos de talud y de los bordes progradantes del lowstand. • Flujo turbulento/Corriente de turbidéz: Términos intercambiables para un movimiento descendente turbulento de sedimentos y agua, impulsado por la fuerza de gravedad, creada por el contraste de densidad, entre la mezcla de aguasedimento y el agua circundante. Los flujos de turbidéz pueden ser erosivos en los taludes y volverse sedimentarios a medida que se desaceleran en las áreas de menos pendiente. Los flujos de turbidéz de baja densidad, depositan capas relativamente delgadas (<0.5 m.), graduadas de arena y lodo, mediante una combinación de sedimentación directa y procesos de tracción dando como resultado, un conjunto distintivo de estructuras sedimentarias, llamado secuencia
Bouma. Los flujos de turbiditas de alta densidad, depositan capas de arena masiva gruesas, cubiertas por intervalos delgados de arena y lodo gradados. • Turbidita: Capa depositada por un flujo de turbidéz, típicamente con una base bien definida y con cierta gradación, particularmente cerca de la cima de la capa. Las turbiditas varían desde capas delgadas (<0.5 m.), capas limolíticas con abundante laminación plana y ondulada, a gruesa (> 1 m.), hasta capas de arena pobremente clasificada y principalmente masivas, debajo de una zona delgada y gradada. La secuencia Bouma, describe rasgos sedimentarios, comunes en turbiditas delgadas (<0.5 m.). Lowe (1982), define en su clasificación, turbiditas arenosas más gruesas.
CAPITULO 5: BIOESTRATIGRAFÍA INTRODUCCIÓN La bioestratigrafía es un método poderoso para cconstreñir la edad de las secuencias estratigráficas; cuando se integra con registros de pozos y paleobatimetría, es muy útil para localizar los límites de secuencia y secciones condensadas, como para identificar sistemas depositacionales. Este capítulo aclara los términos y conceptos bioestratigráficos propios de la estratigrafía de secuencias. Las discontinuidades bioestratigráficas y los picos de abundancia/diversidad son indicadores de límites de secuencia y secciones condensadas respectivamente. Las discontinuidades bioestratigráficas, son interrupciones de las tendencias de los fósiles en un pozo, por ejemplo, la desaparición de numerosas especies en un horizonte dado, a menudo reflejan un cambio de facies o una inconformidad asociada con un límite de secuencia; análogamente, relacionar un discontinuidad con una paleobatimetría determinada con bentónicos, puede significar la ocurrencia de un conjunto fósil desplazado, por ejemplo, una asociación nerítica desplazada a aguas más profundas. Los picos de abundancia de microfósiles, generalmente resultan de una productividad biológica alta o disolución sedimentaria reducida de una muestra. La concentración de fósiles es una característica diagnóstica de secciones condensadas, típicamente, de superficies de inundación marina y a menudo, la clave para diferenciar sistemas depositacionales. El proceso de integración de interpretaciones bioestratigráficas con otro tipo de información de la secuencia estratigráfica (p. ej. datos sísmicos, registros, datos de núcleos, geoquímica orgánica), requiere de la involucración temprana de los bioestratígrafos del equipo de estratigrafía de secuencias; esta asociación hará posible un muestreo efectivo, adquisición apropiada de datos y una interpretación mejorada. Cuando las interpretaciones bioestratigráficas se integran a datos multidisciplinarios, pueden ayudar a los grupos de trabajo a vencer el reto de las complejidades de un dominio geológico del subsuelo. • Bioestratigrafía de alta resolución: Involucra datos de microfósiles ligados: principalmente Foraminíferos planctónicos y nanoplancton calcáreo a marcos bioestratigráficos regionales y globales muy controlados. Estos marcos están basados en la integración de análisis microfósiles (especialmente de datos de alta calidad de núcleos de mares profundos), con edades isotópicas y
paleomagnéticas. El término es mal aplicado cuando las interpretaciones se basan en cimas locales, en lugar de ligas a marcos regionales o globales (ver fig. 5.1).
Figura 5.1
Los datos de microfósiles han sido corroborados con los de magnetoestratigrafía y estratigrafía de isótopos, con determinaciones de edad de alta resolución del orden de 100,00 años (lado derecha de la carta 5.1).
Microfósiles. • Biota: Es el conjunto de todos los organismo vivos (flora y fauna) de una área. • Taxa: Son los nombres de grupos de organismos de cualquier rango (especies, géneros, familias, etc.); singular taxon. • Disciplinas primarias Micropaleontología: Es el estudio de microfósiles compuestos de minerales, para distinguirlos de los compuestos orgánicos referidos a la palinología. Palinología: Es el estudio de los palinomorfos, son ácido-resistentes, microscópicos, con pared propia. Incluye Dinoflagelados, Acritarcos, Chitinozorios, Escolecodontos y revestimientos de foraminíferos. • Grupos mayores de microfósiles Microfósiles calcáreos: Están compuestos de Co3 Ca2 (calcita y en menor número, aragonita). Incluye Foraminíferos, cocolitos y ostrácodos. Aunque algunos aglutinafos (arenáceos) se incluyen en estos. Microfósiles orgánicos: Resistentes al HF o HCL, usados para desmineralizar las muestras. Incluyen cianobacterias y algas, partes de vegetales continentales, algunos protistas y restos animales. Sinónimo: palinomorfos. Microfósiles fosfáticos: Microfósiles de PO3 Ca (apatita) como los conodontos. Microfósiles silíceos: Animales y vegetales compuestos de sílice amorofo. Incluye radiolarios, diatomeas y sílicoflagelados.
• Formas de vida. Bentónicos: Organismos que viven en el fondo (sobre o dentro del substrato), ellos reflejan los ambientes locales, por lo que son útiles en paleoecología, paleobatimetría y para correlaciones locales de edad. Nectónicos: Son los nadadores libres, por lo que su distribución es amplia (p. ej. conodontos), pueden ser útiles en la datación de sedimentos. Planctónicos: Son pelágicos, flotadores o nadadores débiles, se distribuyen ampliamente gracias a las corrientes, por lo que son útiles en la datación de sedimentos marinos a escala regional o global. Aunque las fases de desarrollo de los bentónicos son planctónicos o nectónicos, estas no tienen significancia bioestratigráfica. • Fauna: El término engloba a todos los animales vivos y fósiles. La microfauna en bioestratigrafía incluye: conodontos, foraminíferos, ostrácodos y radiolarios. Conodontos: Elementos fosfáticos en forma de dientes, asignados a animales marinos nectónicos ¿invertebrados?, ocurren del Cámbrico al Triásico Tardío. Como los ácidos separan más efectivamente los conodontos de los carbonatos que de las lutitas; estos son más útiles para el estudio de regímenes carbonatados.
Foraminíferos: Son protozoos que construyen sus conchas de una a
muchas cámaras de CO3 Ca2 o partículas aglutinadas. Los foraminíferos van del Cámbrico al Reciente. la mayoría son marinos, hay algunos de agua dulce. Son bentónicos o planctónicos; por su utilidad bioestratigráfica, evolución rápida, abundancia en sedimentos marinos y su utilidad en la determinación de edad y ambiente depositacional, constituyen el grupo microfósil más usado en la industria petrolera y para el análisis de la estratigrafía de secuencias.
Figura 5.3
Ostrácodos: Son microcrustáceos, de caparazón bivalvo. Ocurren del Cámbrico al Reciente, viven en todos los medios acuáticos, la mayoría son bentónicos; los planctónicos raramente se fosilizan.
Figura 5.4
Radiolarios: Protozoos oceánicos, planctónicos de esqueletos silíceo, ocurren del Cámbrico al Reciente.
• Flora: Compuesta del conjunto de todas las especies vegetales. Acritarcos: Es microfitoplancton marino unicelular, la mayoría son algas marinas de afinidad incierta. Ocurren del Precámbrico al Reciente en los sedimentos finos, pobremente oxigenados del Precámbrico al Devonense.
Nanoplancton calcáreo: Algas marinas unicelulares, del Jurásico-Reciente, se considera que son o fueron planctónicos. Se les conoce como
cocolitofóridos y en los sedimentos se encuentran desarticulados como placas redondas, ovales o esféricas de 3 a 35 micras. Es un amplio grupo que incluye a los discoastéridos.
Diatomeas: Algas, unicelulares, marinas y no-marinas, segregan valvas de sílice unidas por una frústula. Son del Cretácico-Reciente y son bentónicas y planctónicas.
Dinoflagelados: (Dynocysts): Son los palinomorfos marinos dominantes del Triásico-Reciente, son útiles para reconstruir edades y paleoambientes, se encuentran también en agua dulce y estuarios. Las explosiones poblacionales producen las “mareas rojas” tóxicas y bioluminiscentes. Se les llama comúnmente, Dinos.
Figura 5.9
Palinomorfos: Son cuerpos orgánicos, microscópicos, ácido-resistentes encontrados en los residuos de maceración. Incluye polen, esporas, acritarcos, quitizonoa, dinoflagelados, algunas algas coloniales y otros; todos ácidoinsolubles.
Figura 5.10
Silicoflagelados: Son oceánicos, unicelulares, son parte del fitoplancton flagelado, caracterizado por un esqueleto silíceo, compuesto de anillos y espinas. Ocurren del Cretácico al Reciente; todos son planctónicos. Informalmente se les refiere como “silicos”, frecuentemente están asociados a radiolarios, aunque menos abundantes.
Figura 5.11
Formatos para datos. • Abundancia: Es el número de especímenes de un taxon particular en una área dada o volumen de sedimento. Puede ser registrada como un número absoluto, un por ciento del total de una asociación o en términos semicuantitativos (p. ej. raro, pocos, común, abundante), con un código de categorías de valor numérico. Los bentónicos generalmente aumentan con la profundidad del agua. Por lo que, las máximas abundancias a partir del nerítico medio al batial superior (donde los cambios eustáticos afectan a los bentónios), reflejan episodios de transgresión máxima y pueden coincidir con la superficie de inundación máxima. Una lista de fósiles que marque las abundancias de especies ayudará al paleontólogo a definir BIOEVENTOS y patrones bióticos, útiles en estratigrafía de secuencias. Curva de abundancias: Es una gráfica de variaciones (número de especímenes), contra profundidad en el pozo/espesor estratigráfico. Ver. fig. 5.12. • Diversidad: Es el número de taxa dentro de un conjunto fósil. Un índice de diversidad de especies puede ser calculado con base al número de especies vs. número de especímenes para tamaños variables de conjuntos de las muestras analizadas.
La diversidad de bentónicos generalmente aumenta con la profundidad a través de la plataforma hacia el borde de esta y a partir de este punto hacia abajo, decrece la diversidad. En batimetrías de nerítico medio-batial superior, donde los cambios eustáticos afectan marcadamente el ambiente, aumentan los patrones de diversidad, debido a la transgresión y pico de máxima inundación, para después decrecer con la regresión. Los ambientes del nerítico interno son más propensos al no-depósito o erosión en la fase regresiva, de tal suerte que el patrón queda truncado abruptamente. La diversidad de las biofacies del batial inferior y más profundas por ser inmunes a los efectos eustáticos, generalmente permanecen estables y ofrecen un patrón agradacional en bloques, evidenciando no-cambio en la masa de agua del fondo. Aunque en sentido de perforación equivale a incrementar la diversidad de especies en las muestras, el procesado y degradación química la disminuyen, la totalidad de los patrones no obstante, se pueden correlacionar con otros datos y ayudar al reconocimiento de parasecuencias y ciclos depositacionales. Una diversidad baja de foras, asociada con una abundancia alta de dinos, indican un ambiente cansado y algunas veces reflejan la baja salinidad propia de estuarios. Curva de diversidad: Es el arreglo gráfico del número de especies vs. tiempo (profundidad estratigráfica). Como la diversidad de especies generalmente correlaciona con la paleobatimetría, sus variaciones, en un pozo, pueden reflejar cambios eustáticos y resultar en procesos sedimentarios que ocurrieron durante el tiempo representado, fig. 5.12.
Figura 5.12
Fig. 5.12.- Las secuencias verticales (líneas A-G), ilustran perfiles de abundancia o diversidad de foras. Las anchuras de los patrones son relativas entre sí, en realidad, los conjuntos del nerítico externo a batial, tienen los valores más altos en diversidad y abundancia (mucho mayor que las de los conjuntos nerítico interno y medio). Un juego de datos típico para los 7 pozos podría ser: A. No-marino: No foras. B. Línea de costa: Varias cuñas, cortas, estrechas, de fondo plano en HST, con picos en superficies de inundación. Casi toda la sección es estéril de foras. C. Nerítico Interno: Triángulos casi simétricos en HST, con pico en MFS. El resto de la sección está estéril de foras. D. Nerítico Medio: Surtido de cuñas y triángulos en HST y TST alto, con picos en superficies de inundación. E. Nerítico Externo: Triángulos asimétricos (fondos planos) en HST y TST, con picos en la superficie de inundación máxima. F. Batial Superior: Triángulos asimétricos largos y anchos con picos en superficies de inundación. Los valores decrecen en abanico de talud y en la vecindad de la superficie transgresiva. G. Batial Inferior/fondo marino: bloques moderadamente cortos, cambiando abruptamente de anchos (en TST y HST) a muy estrechos o ausentes (en abanico de fondo marino, superficies de inundación máxima). Note la orientación hacia el mar en la forma de los patrones de cuña triángulo-triángulo asimétrico-block. Este refleja un decremento de la profundidad del agua en dirección al mar y se evidencia en las biofacies.
ZONAS. • Biocronozona. (1) Una zona-tiempo (cronozona) basada en bioestratigrafía.
(2) El alcance bioestratigráfico completo de un taxon. Es importante contrastar la definición 2 con la segunda definición de biozona, para entender que no todas las cimas bioestratigráficas son últimas apariciones globales. • Biozona. (1) La unidad básica tiempo-roca en la clasificación bioestratigráfica, sinónimo, zona bioestratigráfica. (2) El alcance bioestratigráfico local de un taxon. La cima bioestratigráfica no necesariamente es la última aparición global, pero puede representar la local o regional (fig. 5.13).
Figura 5.13
El diagrama 5.13 ilustra la distribución latitudinal de un taxon a través del tiempo, su distribución está controlada por la masa de agua ecuatorial donde vivió. Como la masa de agua cambió a través del tiempo, el alcance completo o biocronozona se delineó por los horizonte de primera y última apariciones globales. Las biozonas regionales, tienden a hacerse más cortas en algunas regiones y discontinuas en latitudes altas. Esto se debe a que la masa de agua geográfica favorecida por el taxon “Creció y Palideció” en su extensión latitudinal. Así, una biozona local o regional, no representa el alcance geológico total de un taxon; no obstante si la cima de una biozona es consistente, tiene utilidad para correlaciones locales o regionales y por tanto, útil también para distinguir secuencias de segundo y tercer orden. • Zonas de Ericson y Wollin: Dividen al Pleistoceno-Reciene en zonas de la P a la Z, reflejando la alternancia de periodos fríos (Glaciares) vs. periodos tibios (interglaciares), basadas en abundancia y cambios en las direcciones predominantes del enrrollamiento de foraminíferos planctónicos que son sensibles a la temperatura (Ericson y Wollin 1968).
Figura 5.14
La ocurrencia de ciertas especies de foraminíferos asociados a temperaturas en el Pleistoceno del noreste del Golfo de México, donde las fluctuaciones temporales en el enrrollamiento dominante izquierdo vs el derecho de Gr. truncatulinoides (TRNL vs. TRNR) y la relativa frecuencia de Gr. inflata de agua fría vs. la de agua tibia Gr. menardii (INFL vs. MENP), reflejan episodios glacialinterglaciares ver. fig. 5.14. Bioeventos: Estos son ocurrencias bioestratigráficas significantes. Pueden estos estar basados en ocurrencia, abundancia o diversidad de una especie, grupo de especies o asociación completa de ellas. Un bioevento es un horizonte, potencialmente útil para correlación, si se reconoce en más de una sección bioestratigráfica. Sirven para identificar límites de secuencia, límites de System Tracts,
superficies de discontinuidad y superficies de inundación máxima. Los bioeventos pueden ser locales, regionales o globales en alcance. • Pico de abundancia: Es la abundancia máxima de especímenes en una sucesión bioestratigráfica, para los bentónicos, se presenta desde el nerítico medio a batial superior, la abundancia aumenta durante la transgresión, alcanza un pico durante la inundación máxima, para decrecer o ser abruptamente truncada durante la regresión (ver discontinuidad bioestratigráfica). • Discontinuidad bioestratigráfica: Es un evento caracterizado por un cambio abrupto en la abundancia de fósiles, diversidad o composición del conjunto en tiempos difíciles. Las discontinuidades pueden ser local o regionalmente correlativas y pueden coincidir con superficies estratales claves (SB, FS), pero no pueden ser correlacionadas con las de cualquier localidad, pues pueden deberse a complejidades geológicas locales o efectos de muestreo (p. ej. cavernas próximas a intervalos revestidos de pozos). Se le conoce como discontinuidad biótica.
Figura 5.15
Las curvas mostradas para cada pozo pueden reflejar abundancia o diversidad de especies o biofacies paleobatimétricas. Los truncamientos abruptos en la tendencia, representan las discontinuidades. fig. 5.15.
• Datum: En bioestratigrafía el datum se refiere a cualquier bioevento específico, incluyen: Horizontes de primera aparición (H.P.A.), Horizonte de última aparición (H.U.A.), picos, especies índices (fig. 5.16). Son útiles para las correlaciones Vea H.P.A. y H.U.A.
• Pico de diversidad: Es el máximo de diversidad de especies; (menos comúnmente, alcances taxonómicos más altos) en una sucesión bioestratigráfica. En bentónicos, aumenta durante la transgresión para el nerítico medio-batial superior, alcanzando su máximo durante la superficie de inundación máxima; para decrecer durante la regresión o es abruptamente truncada. • Bioevento ecológicamente deprimido: Se le llama a la ocurrencia observada de un bioevento abajo de su datum regional establecido. usualmente se refiere a H.U.A. observado abajo de su U.A. establecida. Las especies ausentes en los estratos sobreyacentes es el resultado de desplazamiento ecológico. Esta desaparición prematura, a menudo refleja un cambio local en las condiciones ambientales, que fuerzan a las especies a migrar o evitan que sus restos sean preservados. Well A
Well B
Well C
First downhole appearance
Modified from armentrut (1990)
4.7Ma Extintion (LAD)
4.7Ma Extintion (LAD)
Inner neritic
Outer neritic
Figura 5.17
bathyal
En el pozo C (fig. 5.17) una especie hipotética, restringida a ambientes batiales desaparece a 4.7 M.a., esta desaparición es independiente de cambios ambientales; no hay evidencia de hiato o fallamiento, por lo que su H.U.A., se considera confiable; en el pozo B, desaparece anterior al punto donde los sedimentos neríticos progradan y rebasan su posición; estos sedimentos prevalecen en su sitio durante todo el tiempo en el cual, la especie se sabe, existe en el pozo C. El D.U.A. de esta especie en el pozo B, es referido como un BIOEVENTO ECOLOGICAMENTE DEPRIMIDO por su exclusión ecológica del ambiente nerítico progradante. Esta cima esta abajo (más antigua) que su desaparición regional. Note también la exclusión en A, donde no hay sedimentos batiales en el intervalo mostrado. • Aparición evolutiva: Primera aparición global (D.P.A.) o base de un taxon, en tiempo. • Extinción: Es la desaparición final de un taxon del registro fósil global. • D.P.A.: Es la aparición global de una especie en el registro fósil. El datum en los pozos a menudo se encubre por derrumbes, solo los datos de núcleos son altamente confiables. • D.U.A.: Es la ocurrencia más joven de una especie en un pozo. • Cronoestratigrafía de isótopos: Es la datación de rocas por radio isótopos de ciertos elementos con juegos de valores estandarizados, relacionados a tiempo geológico. • Estratigrafía con carbón-isotopía: El método cronoestratigráfico basado en la proporción 13C12C de las conchas de foraminíferos bentónicos, calcáreos, a través del tiempo. Proporciones bajas de estos elementos ocurren en los organismos; estas pueden reflejar periodos de alta productividad oceánica. Como el 12C (Isotópicamente ligero) es fijado durante la fotosíntesis de los vegetales, los volúmenes de este isótopo, sepultado, (derivado de carbón, lutitas con aceite, lutitas negras, etc.), puede alterar las proporciones de 13C/12C del carbono disuelto en el agua. Los organismos secretores de carbonato registran la presencia del carbón isotópico remanente del agua de mar en sus conchas; un ejemplo de datos estratigráficos basados en la presencia de 13C/12C, se presenta en la fig. 5.1.
• Estratigrafía con Oxígeno-isotopía: Es el método cronoestratigráfico, basado en los cambios temporales en la proporción de 18O/16O, preservada en las conchas de los fósiles calcáreos (usualmente foraminíferos calcáreos). Proporciones más altas reflejan masas de agua más fría y vice versa (fig. 5.1). • Estratigrafía con Estroncio-isotopía: Este método cronoestratigráfico, basado en la proporción de 87Sr/86Sr del agua de mar preservada en los fósiles y en los sedimentos calcáreos y fosfáticos. Esta proporción ha cambiado a través del tiempo, causada por variaciones temporales en las fuentes y cantidades de estroncio aportadas a los océanos.
Esta figura ilustra la evolución de la proporción 87Sr/86Sr del agua marina durante el Fanerozoico. La curva puede ser refinada al integrarse con una bioestratigrafía de alta resolución.
PALEOAMBIENTES • Biofacies: En la columna litológica una facies sedimentaria se caracteriza por un conjunto fósil típico. Las condiciones paleoambientales controlan la distribución espacial y temporal de las facies.
En la fig. 5.19 las zonas batimétricas se diferencian con base a las biofacies de organismos actuales, por lo que los límites zonales, delimitan biofacies de organismos actuales, por lo que los límites zonales, delimitan biofacies a lo largo del transecto batimétrico y pueden ser nombradas, (p. ej. biofacies batial superior); por analogía; las interpretaciones paleobatimétricas son factibles, no obstante, el grado de certeza disminuye, conforme aumenta la edad de los fósiles. Finalmente, su posición paleobatimétrica relativa, es útil. • Mapas de biofacies: Representan delineaciones areales de biofacies y muestran variación de una unidad estratigráfica. Una serie de biofacies cronoestratigráficas, revela patrones ambientales cambiantes a través del tiempo y el espacio. Los mapas son los más útiles en la interpretación de sistemas depositacionales.
Figura 5.20
Su construcción requiere de: (1) Identificación de un horizonte datum a partir de registros de la región. (2) Determinación de la paleobatimetría de ese horizonte en cada pozo. (3) Graficar las profundidades. (4) Delinear (“contornear”) su distribución en el mapa, también se conoce como MAPA PALEOBATIMÉTRICO (Fig. 5.20). • Desplazamiento ecológico: Es la desaparición de una especie o conjunto de ellas, de una área o intervalo batimétrico, en respuesta a cambios de un ambiente hostil; esta desaparición es local y puede la especie, reaparecer en su ambiente preferido, cuando las condiciones se re-establezcan. Esta desaparición puede resultar en un bioevento deprimido.
Figura 5.21
La paleobatimetría está basada en la distribución de facies de foraminíferos bentónicos actuales; en la fig. 5.21A, la relación entre biofacies, la plataforma fisiográfica y el talud, está basada en el nivel alto del mar actual. Durante fases de nivel bajo; el desplazamiento es hacia el mar (fig. 5.21B). La profundidad del agua y el grado de desplazamiento son para fines diagramáticos. • Palobatimetría: Es la paleoprofundidad del mar determinada con base a asociaciones bentónicas.
Figura 5.22
Las zonas batimétricas ilustradas en la fig. 5.22 son diferenciadas por mapeo de biofacies actuales; la subdivisión de los neríticos y batiales está basada en la delineación batimétrica de biofacies regionales. Como los volúmenes de agua a nivel regional controlan la distribución de facies, estas, no son subdivisiones universales, ni las profundidades del agua son globalmente constantes. Las interpretaciones paleobatimétricas se basan en la similaridad de las asociaciones fósiles con las actuales, de preferencia dentro de la misma región geográfica. Batial: Del talud continental o su profundidad correspondiente de 200 a 2000 m.. Durante niveles bajos del mar. Nota: En el pasado, el quiebre de la plataforma durante lowstand, pudo haber sido más somero que los 200 m.; reconocidos actualmente. Nerítico: Perteneciente desde la parte baja de la zona de intermareas, hasta 200 m. de profundidad. Curva paleobatimétrica: Es un arreglo temporal de paleobatimetría, basada en bentónicos, cuyo límite superior es conocido. Las tendencias paleobatimétricas reveladas por la curva, pueden reflejar episodios eustáticos y son particularmente útiles para demarcar candidatos a límites de secuencia y superficies de inundación máxima. Sección paleobatimétrica de echado: Es una sección transversal, basada en correlación de secuencias paleobatimétricas de pozos, a lo largo de un transecto abajo del talud.
Figura 5.23
En la fig. 5.23 se ilustra una sección del noreste del Golfo de México que refleja: (a) generalmente aguas profundas hacia la cuenca y (b) profundidades fluctuantes y/o procesos sedimentarios relacionados a cambios del nivel del mar, tectónica y desplazamiento de lóbulos deltáicos. Correlaciones como esta, ayudan a interpretar el marco de secuencia estratigráfica para esta área. • Análisis de palinofacies: Es la evaluación de detritos orgánicos ácidoresistentes de rocas sedimentarias, en términos de su composición, tamaños de granos y preservación; estos datos ofrecen indicaciones de procedencia, historia de transporte, procesos depositacioneles y ambientes sedimentarios; todo esto útil en estratigrafía de secuencias. Sección condensada. Son facies que consisten de estratos marinos delgados de sedimentos pelágicos y hemipelágicos, depositados a ritmo muy bajo. Se caracteriza por una o más de estas condiciones: Abundancia de fósiles marinos, valores altos de rayos gamma, altas concentraciones orgánicas y de minerales autígenos (fosforita, glauconita y siderita) y reflectores sísmicos de alta amplitud. Las secciones condensadas ocurren donde la sedimentación pelágica o hemipelágica es interrumpida por influjos de sedimentos progradantes (abanicos, turbiditas, depósitos deltaicos). La superficie de inundación máxima del sistema transgresivo y las superficies de inundación secundarias del lowstand, pueden ser reconocidas como secciones condensadas. Por su naturaleza escasa de sedimentos, las secciones condensadas pueden representar periodos de tiempo largo en espesores cortos. Bioestratigráficamente esto implica que las muestras pueden contener conjuntos fósiles mezclados, que en otra circunstancia se reconozcan como de diferente edad. Las secciones condensadas por ocurrir durante episodios de inundación, se caracterizan por extensiones de biofacies de agua profunda en dirección al continente. Su reconocimiento, es uno de los primeros pasos en el análisis de secuencias estratigráficas.
Figura 5.24
En el Golfo de México muchos D.U.A. ocurren dentro de secciones condensadas. Así, la bioestratigrafía es un medio de reconocer y datar secciones condensadas, como primer paso, para elegir límites de secuencia de tercer orden, correlativos con la carta del nivel del mar global de Haq y otros, (1987) Ver fig. 5.24.
