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TRABAJO ESPECIAL DE GRADO MODELO SEDIMENTOLÓGICO PARA LA SECUENCIA EOCENO-OLIGOCENO EN LAS CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO Y SU CORRELACIÓN CON EL FLYSCH EOCENO EN LA ISLA DE MARGARITA Presentado ante la ilustre Universidad Central de Venezuela por el Br. Contreras Méndez, Jorham Alberto para optar por el título de Ingeniero Geólogo. Caracas, octubre 2002 TRABAJO ESPECIAL DE GRADO MODELO SEDIMENTOLÓGICO PARA LA SECUENCIA EOCENO-OLIGOCENO EN LAS CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO Y SU CORRELACIÓN CON EL FLYSCH EOCENO EN LA ISLA DE MARGARITA Tutor Académico: Ing. Olga Rey Tutor Industrial: Ing. Beatriz Blanco Caracas, octubre 2002 RESUMEN Contreras, M. Jorham, A. MODELO SEDIMENTOLÓGICO PARA LA SECUENCIA EOCENO– OLIGOCENO EN LAS CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO Y SU CORRELACIÓN CON EL FLYSCH EOCENO EN LA ISLA DE MARGARITA Tutor Académico: Ing. Olga Rey. Tutor Industrial: Ing. Beatriz Blanco. Tesis. Caracas. U.C.V. Facultad de Ingeniería. Escuela de Geología, Minas y Geofísica. Departamento de Geología. 2002. 261 p. Palabras Claves: TURBIDITAS, CORRELACIÓN, COSTAFUERA. Resumen El presente trabajo tiene como objetivo principal plantear un modelo sedimentológico para la secuencia Eoceno-Oligoceno depositada en las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco, ubicadas en la región este costafuera de Venezuela, y establecer la correlación de estos sedimentos con la secuencia flysch de edad Eoceno, que aflora en la isla de Margarita. Ambas cuencas abarcan una espesa cobertura sedimentaria que sobrepasa los 6 Km de espesor de rocas con edades Eoceno al Reciente. El intervalo EocenoOligoceno es de particular interés, ya que presenta características favorables para la generación y expulsión de hidrocarburos, al mismo tiempo que contiene intervalos arenosos que representan potenciales reservorios. La secuencia de la isla de Margarita fue depositada en una cuenca marino profunda bajo flujos gravitacionales de sedimentos provenientes desde ambientes someros (plataforma – talud), la cual fue emplazada en su posición actual durante el Mioceno. Se distinguen dos unidades estratigráficas: 1) Formación Pampatar, de edad Eoceno(?), constituida hacia la base por conglomerados, cubiertos por areniscas y grauwacas intercaladas con lutitas y esporádicas calizas, 2) Grupo Punta Carnero, de edad Eoceno Medio, constituido por un intervalo caótico basal de “flysch salvaje”, seguido de lutitas hemipelágicas y una secuencia de calizas y areniscas calcáreas denominadas “calciturbiditas”. Jorham Contreras RESUMEN A través del estudio sedimentológico y estratigráfico de cinco pozos, tres ubicados en la cuenca La Blanquilla y dos en la cuenca Tuy-Cariaco, se establece que el intervalo Eoceno - Oligoceno en la cuenca La Blanquilla, está constituido por lutitas pelágicas con intervalos esporádicos de areniscas de grano fino y calizas lodosas, depositadas en una cuenca marino profunda influenciada por esporádicos flujos turbidíticos. Este mismo intervalo en la cuenca Tuy-Cariaco, está constituido por areniscas conglomeráticas hacia la base, seguidas de areniscas y lutitas estériles, depositadas bajo corrientes turbidíticas, con un intervalo de lutitas pelágicas fosilíferas depositada en un régimen estable de baja energía. La cuenca La Blanquilla representa una cuenca extensional originada durante el Eoceno Medio en la zona retroarco de las Antillas Menores, la cual estuvo alimentada por las islas caribeñas y algunos bloques de corteza continental que para este momento representaban altos estructurales, con un mínima influencia del arco magmático. El rasgo estructural más importante es la falla dextral de Margarita, la cual dividió la cuenca en dos segmentos a partir del Eoceno Tardío. La cuenca Tuy-Cariaco comenzó a originarse durante el Eoceno Medio, cuando se formaron cuencas extensionales, separadas por altos estructurales en un estilo de “graben y horst”. La subcuenca Cubagua y parte de la subcuenca Tuy-Cariaco Norte representan algunas de estas cuencas marino profundas, las cuales fueron rellenadas con sedimentos provenientes de bloques de corteza continental y oceánica, el arco de las Antillas Menores y una plataforma carbonática. Ambas cuencas evolucionaron de manera independiente desde sus orígenes en el Eoceno Medio, bajo condiciones paleoambientales y estructurales distintas, que originaron claras diferencias en el relleno sedimentario. La secuencia turbidítica de la isla de Margarita está asociada a la cuenca Tuy-Cariaco, ambas fueron alimentadas por las mismas fuentes de sedimentos, bajo constantes flujos turbidíticos, probablemente asociados a bloques de corteza oceánica y continental levantados y emplazados al norte de Sudamérica, en la región cercana al arco de las Antillas Menores. Jorham Contreras INDICE INDICE GENERAL RESUMEN INDICE GENERAL .............................................................................................. I INDICE DE FIGURAS Y TABLAS .…................................................................. VI LISTA DE APÉNDICES ……………………………………….…………………….. XIV LISTA DE ANEXOS ...…..................................................................................… XV 1. INTRODUCCIÓN 1.1 Objetivos y Alcances ....................................................................……... 1 1.2 Ubicación del Área de Estudio .................................................…...…..... 2 1.3 Metodología ............................................................................................ 4 1.3.1 Recopilación Bibliográfica .............................................................. 4 1.3.2 Geología de Superficie .................................................................. 4 1.3.3 Análisis de registros de pozos ....................................................... 5 1.3.4 Análisis de Laboratorio .................................................................. 5 a) Análisis Petrográfico .................................................................... 5 b) Difracción de Rayos X .................................................................. 8 c) Análisis Bioestratigráfico............................................................... 8 1.3.5 Integración de la información ........................................................ 9 1.4 Trabajos Previos ..................................................................................... 11 1.5 Agradecimientos ..................................................................................... 15 2. GEOGRAFÍA FÍSICA 2.1 Isla de Margarita 2.1.1 Topografía y Relieve ..................................................................... 16 2.2.2 Clima ……………........….……………………………....................... 17 2.2.3 Hidrografía …………...……………………...………………….......... 17 2.2.4 Vegetación y Fauna ...................................................................... 17 2.2 Cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco …………………………………...... 18 Jorham Contreras I INDICE 3. GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL 3.1 Geodinámica de la región Caribe 3.1.1 Generalidades ................................................................................ 19 3.1.2 Límite de placas Caribe / Sudamérica ............................................ 20 3.1.3 Evolución geodinámica de la placa del Caribe ............................... 24 3.2 Geología estructural de las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco 3.2.1 Rasgos Estructurales ...................................................................... 32 3.2.2 Evolución Tectónica ........................................................................ 35 3.3 Evolución estructural de la Isla de Margarita 3.3.1 Origen y composición del basamento .........................…................ 42 3.3.2 Rasgos estructurales ...................................................................... 44 4. ESTRATIGRAFÍA REGIONAL 4.1 Generalidades ..................................................................................... 47 4.2 Isla de Margarita 4.2.1 Basamento y estratigrafía del Cretácico 4.2.1.1 Grupo Juan Griego .......................................................... 49 4.2.1.2 Formación Los Robles ................................................... 52 4.2.1.3 Formación Los Frailes .................................................... 53 4.2.2 Secuencia sedimentaria 4.2.2.1 Formación Pampatar ....................................................... 56 4.2.2.2 Grupo Punta Carnero ...................................................... 59 Formación Las Bermúdez ............................................ 61 Formación El Dátil ........................................................ 63 Formación Punta Mosquito ........................................... 65 4.2.2.3 Formaciones Cubagua y El Manglillo ............................. 67 4.3 Cuenca la Blanquilla 4.3.1 Generalidades ........................................................................... 68 4.3.2 Secuencia sedimentaria ............................................................ 69 Jorham Contreras II INDICE 4.4 Cuenca Tuy-Cariaco 4.4.1 Generalidades ........................................................................... 76 4.4.2 Secuencia sedimentaria ............................................................ 76 5. GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA 5.1 Estratigrafía de la isla de Margarita ................................................. 88 5.1.1 Formación Pampatar ................................................................... 90 5.1.1.1 Unidades Estratigráficas ……….....………………………….. 90 Unidad informal I de areniscas y conglomerados ................ 92 Unidad informal II de areniscas y lutitas .............................. 94 5.1.1.2 Edad .................................................................……….….... 105 5.1.1.3 Análisis Petrográfico .............................................………… 105 5.1.2 Grupo Punta Carnero ............................................................….. 110 5.1.2.1 Unidades Estratigráficas .…………………...………………... 111 Formación Las Bermúdez ................................................... 111 Formación El Dátil ............................................................... 115 Formación Punta Mosquito .................................................. 117 5.1.2.2 Análisis Petrográfico ............................................................ 119 5.2 Análisis Bioestratigráfico ................................................................. 124 5.3 Diagénesis 5.3.1 Diagénesis de Siliciclásticos ........................................................ 129 5.3.2 Diagénesis de Carbonatos .......................................................... 137 5.4 Evolución de la Porosidad ................................................................ 142 5.5 Ambientes de Sedimentación .......................................................... 143 5.6 Fuente de Sedimentos ...................................................................... 150 5.7 Marco Estructural Local 5.7.1 Geología Estructural .................................................................... 154 5.7.2 Evolución Estructural ................................................................... 158 Jorham Contreras III INDICE 6. ESTUDIO SEDIMENTOLÓGICO Y ESTRATIGRÁFICO DE LAS CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO 6.1 Cuenca La Blanquilla ……….............................................................. 161 6.1.1 Descripción de los pozos 6.1.1.1 Pozo MTC-2X ................................................................ 163 6.1.1.2 Pozo PMO-2X ................................................................ 172 6.1.1.3 Pozo PMN-1X ................................................................ 174 6.1.2 Análisis de procedencia ............................................................... 183 6.2 Cuenca Tuy-Cariaco …….................................................................. 186 6.2.1 Descripción de los pozos 6.2.1.1 Pozo CMA-1X ................................................................ 189 6.2.1.2 Pozo CUBAGUA-1 ......................................................... 199 6.2.1.3 Pozo MTC-1X ................................................................ 204 6.2.2 Análisis de procedencia .............................................................. 206 7. CORRELACIÓN ENTRE LAS CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO Y EL FLYSCH EOCENO EN LA ISLA DE MARGARITA 7.1 Generalidades .................................................................................... 208 7.2 Cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco 7.2.1 Cuenca La Blanquilla ................................................................... 210 7.2.1.1 La Blanquilla Oeste ........................................................ 210 7.2.1.2 La Blanquilla Este .......................................................... 211 7.2.1.3 Correlación entre los pozos MTC-2X y PMN-1X ........... 212 7.2.2 Cuenca Tuy-Cariaco .................................................................... 214 7.2.2.1 Subcuenca Cubagua ..................................................... 215 7.2.2.2 Subcuenca Tuy-Cariaco Norte ....................................... 216 7.2.2.3 Correlación entre los pozos CMA-1X y CUB-1 .............. 217 7.2.2.4 Redefinición de la secuencia paleógena en la cuenca Tuy-Cariaco ................................................... 218 Jorham Contreras IV INDICE 7.3 Correlación entre las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco .......... 222 7.4 Correlación del flysch Eoceno de la isla de Margarita con la secuencia paleógena las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco 7.4.1 Cuenca La Blanquilla vs. Secuencia turbidítica de la isla de Margarita ………………………………………………………… 233 7.4.2 Cuenca Tuy-Cariaco vs. Secuencia turbidítica de la isla de Margarita ………………………………………………………… 235 7.5 Limitaciones para plantear un modelo sedimentológico ............... 244 8. CONCLUSIONES ........................................................................................... 249 9. RECOMENDACIONES .................................................................................. 253 10. REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS ............................................................ 254 APÉNDICES ANEXOS Jorham Contreras V INDICE INDICE DE FIGURAS Figura 1.1 Ubicación del área de estudio ...................................................... 3 Figura 3.1 Límite de placas Caribe / Suramérica .......................................... Figura 3.2 Modelo “Orógeno en Flotación” para la región este de Venezuela ................................................................................ 24 Figura3.3 Paleogeografía de la región Caribe durante el Cretácico Tardío ........................................................................... 26 Figura 3.4 Paleogeografía de la región Caribe durante el Paleoceno ..................................................................................... 27 Figura 3.5 Paleogeografía de la región Caribe durante el Eoceno Medio ............................................................................... 28 Figura 3.6 Paleogeografía de la región Caribe durante el Eoceno Tardío .............................................................................. 29 Figura 3.7 Paleogeografía de la región Caribe durante el Oligoceno Tardío .......................................................................... 30 Figura 3.8 Paleogeografía de la región Caribe durante el Mioceno Medio ............................................................................. 30 Figura 3.9 Evolución geodinámica de la placa del Caribe ............................. Figura 3.10 Ubicación de las cuencas sedimentarias en la región costafuera de Venezuela .............................................................. 34 Figura 3.11 Sistema de fallas Eoceno Temprano en la región costafuera de Venezuela .............................................................. 36 Figura 3.12 Sistemas de fallas Eoceno Tardío - Oligoceno en la zona costafuera de Venezuela ..................................................... 37 Figura 4.1 Mapa geológico de la isla de Margarita ........................................ 48 Figura 4.2 Tabla de correlación estratigráfica en la región costafuera de Venezuela .............................................................. 59 Figura 4.3 Ubicación de las cuencas sedimentarias en la región costafuera de Venezuela .............................................................. 72 Figura 4.4 Sección sísmica SO-NE, Cuenca Blanquilla Oeste ...................... 73 Jorham Contreras 23 31 VI INDICE Figura 4.5 Sección sísmica NO-SE, Cuenca Blanquilla Oeste ...................... 74 Figura 4.6 Sección sísmica E-O, Cuenca Blanquilla Este ............................. 75 Figura 4.7 Tabla de correlación en base a los datos de pozos en la zona costafuera de Venezuela ................................................. 83 Figura 4.8 Sección sísmica NE-SO, cuencas Blanquilla Este – Tuy-Cariaco .................................................................................. 84 Figura 4.9 Sección sísmica E-W, Subcuencas Blanquilla Oeste – Tuy-Cariaco Norte ........................................................................ 85 Figura 4.10 Sección sísmica NO-SE, subcuenca Tuy-Cariaco Norte ............. 86 Figura 4.11 Sección sísmica N-S, subcuenca Cubagua ................................. 87 Figura 5.1 Ubicación de los afloramientos estudiados en la isla de Margarita ....................................................................... 89 Figura 5.2 Tabla esquemática de correlación en el Flysch de Margarita ...... Figura 5.3 Ubicación de los afloramientos de la Formación Pampatar 91 y El Grupo Punta Carnero en la isla de Margarita ........................ Figura 5.4 Conglomerados basales en la localidad de Punta Gorda ............ Figura 5.5 Estructuras sedimentarias en la localidad de Punta Gorda .......... 96 Figura 5.6 Figura 5.7 89 93 Afloramientos localidad Punta Moreno, parte media de la sección ................................................................................. 97 Secuencia plegada y fallada de Punta Moreno, tope de la sección ......................................................................... 97 Figura 5.8 Areniscas con cementación calcítica diferencial, localidad Punta Moreno, tope de la sección ................................. 98 Figura 5.9 Areniscas con cementación calcítica diferencial, localidad Punta Moreno, parte media de la sección ..................... Figura 5.10 Intercalaciones de areniscas y limolitas en la localidad de Punta Ballena ........................................................... 99 Figura 5.11 Areniscas con cementación calcítica diferencial, localidad Punta Ballena ................................................................ 100 Jorham Contreras 98 VII INDICE Figura 5.12 Pliegues “slump” en la zona media de la sección Punta Ballena ............................................................................... 100 Figura 5.13 Estructuras sedimentarias de la localidad Punta Ballena ............. 101 Figura 5.14 Intercalaciones monótonas de areniscas y limolitas 102 en la localidad Morro El Vigía ....................................................... Figura 5.15 Estructuras sedimentarias de la localidad Morro El Vigía ............ 102 Figura 5.16 Estructuras sedimentarias de la localidad Campiare ................... 102 Figura 5.17 Columnas estratigráficas esquematizadas de las localidades tipo de la Formación Pampatar y del Grupo Punta Carnero ................... 104 Figura 5.18 Corte Esquemático del Grupo Punta Carnero. Sección tipo......... 111 Figura 5.19 Capas de calizas orbitoidales y areniscas calcáreas hacia la base de la Formación Las Bermúdez ....................................... 113 Figura 5.20 Contacto basal de la Formación El Dátil ...................................... 116 Figura 5.21 Estructuras sedimentarias en la Formación Las Bermúdez ......... 118 Figura 5.22 Pliegues “slump”. Localidad La Isleta, Formación Punta Mosquito ............................................................................. 118 Figura 5.23 Arenitas líticas con cementación temprana de calcita. Formación Pampatar .................................................................... 131 Figura 5.24 Arenitas líticas con alta compactación mecánica, Formación Pampatar .................................................................... 131 Figura 5.25 Arenitas líticas con cementación temprana de calcita. Grupo Punta Carnero ................................................................... 132 Figura 5.26 Arenitas líticas con alta compactación mecánica. Grupo Punta Carnero ................................................................... 132 Figura 5.27 Arenitas líticas con cemento de calcita que genera reemplazo. Formación Pampatar ................................................ 134 Figura 5.28 Arenita lítica. Obsérvese la cementación por sílice en continuidad óptica con el cuarzo. Formación Pampatar ............... 135 Jorham Contreras VIII INDICE Figura 5.29 Alteración de fragmentos de roca metamórfico a minerales de arcillas. Grupo Punta Carnero ................................................. 135 Figura 5.30 Deformación y trituramiento de fragmentos líticos por efecto de alta compactación. Dolomitización. Formación Pampatar ....... 135 Figura 5.31 Envoltorios de arcillas alrededor de los granos por efecto de alta compactación. Formación Pampatar ................................ 135 Figura 5.32 Arenita lítica con óxidos de hierro. Formación Pampatar ............. 136 Figura 5.33 Envoltorios e minerales de arcillas con alto contenido de óxidos de hierro. Grupo Punta Carnero ........................................ 136 Figura 5.34 Micritización de fragmentos de algas. Grupo Punta Carnero ....... 138 Figura 5.35 Silicificación de foraminíferos. Grupo Punta Carnero ................... 138 Figura 5.36 Packstone de orbitoides con contactos cóncavo-convexos. Grupo Punta Carnero ................................................................... 140 Figura 5.37 Packstone de algas con alta compactación y fracturas. Grupo Punta Carnero .................................................................. 140 Figura 5.38 Recristalización avanzada de calcita y estilolitas. Grupo Punta Carnero ................................................................... 140 Figura 5.39 Recristalización avanzada en wackestone de foraminíferos. Grupo Punta Carnero ................................................................... 140 Figura 5.40 Dolomitización de Lepidocyclina sp. Formación Punta Mosquito ........................................................... 140 Figura 5.41 Fracturas y estilolitas en wackestone de foraminíferos. Grupo Punta Carnero ................................................................... 140 Figura 5.42 Ubicación de asociaciones de facies de la secuencia turbidítica de la isla de Margarita .................................................. 149 Figura 5.43 Diagramas de procedencia para la Formación Pampatar ............ 152 Figura 5.44 Diagramas de procedencia para el Grupo Punta Carnero ........... 153 Figura 5.45 Anticlinal volcado en la Formación Punta Mosquito, localidad La Isleta. Grupo punta Carnero ..................................... 156 Jorham Contreras IX INDICE Figura 5.46 Sinclinal en la Formación Punta Mosquito, localidad La Isleta. Grupo punta Carnero .................................................................... 156 Figura 5.47 Afloramientos de la Formación Punta Mosquito, localidad La Isleta. Grupo punta Carnero .................................................... 156 Figura 5.48 Fallamiento inverso en la Formación Punta Mosquito, localidad La Isleta. Grupo punta Carnero .................................................... 156 Figura 6.1 Ubicación de los pozos en las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco ............................................................................... 161 Figura 6.2 Distribución cronoestratigráfica de la secuencia sedimentaria en la región nororiental y costafuera de Venezuela .................... 162 Figura 6.3 Subarcosa de grano muy fino, muestra 12.220’, pozo MTC-2X ............................................................................... 170 Figura 6.4 Limolita calcárea, muestra 11.830, pozo MTC-2X ....................... Figura 6.5 Wackestone de foraminíferos, muestra 15.420’, pozo MTC-2X ............................................................................... 170 Figura 6.6 Dolomitización de fragmento de chert en una etapa de diagénesis tardía, muestra 16.020’, pozo MTC-2X ...................... 170 Figura 6.7 Subarcosa calcárea, muestra 8.250’, pozo PMN-1X .................... 181 Figura 6.8 Arenita cuarzosa calcárea, muestra 8.800’, pozo PMN-1X ............................................................................... 181 Figura 6.9 Grainstone de foraminíferos, muestra 11.030’, pozo PMN-1X ............................................................................... 181 170 Figura 6.10 Subarcosa, muestra 11.670’, pozo PMN-1X ................................ 181 Subarcosas, muestras a) 10.240’ y b) 11.450’, Figura 6.11 pozo PMN-1X ............................................................................... 181 Diagramas de procedencia para los litotipos arenosos Figura 6.12 de los pozos MTC-2X y PMN-1X .................................................. 184 Tabla de correlación en base a los datos de pozos en la Figura 6.13 zona costafuera de Venezuela ..................................................... 187 Figura 6.14 Evolución geológica de la subcuenca Cubagua ........................... 188 Jorham Contreras X INDICE Figura 6.15 Arenita lítica, muestra 7.940’, pozo CMA-1X ................................ 197 Figura 6.16 Arenita arcósica, muestra 10.560’, pozo CMA-1X ........................ 197 Figura 6.17 Arenita lítica, muestra 10.900’, litotipo 2, pozo CMA-1X .............. 197 Figura 6.18 Sublitarenita, muestra 10.770’, pozo CMA-1X ............................. 197 Figura 6.19 Arenita arcósica, muestra 6.650’, pozo CMA-1X .......................... 197 Figura 6.20 Arenita arcósica, muestra 10.900’, litotipo 1, pozo CMA-1X ........ 197 Figura 6.21 Arcilita con foraminíferos pláncticos, muestra 3.290’, pozo CUB-1 .................................................................................. 202 Figura 6.22 Grauwaca lítica, muestra 3.620’, pozo CUB-1 ............................ 202 Figura 6.23 Arenitas líticas de grano muy fino con cemento calcítico, pozo CUB-1 ................................................................... 203 Figura 6.24 Diagramas de procedencia para los litotipos arenosos de los pozos CMA-1X y CUBAGUA-1 .......................................... 206 Figura 7.1 Correlación cronoestratigráfica entre los pozos MTC-2X y PMN-1X. Cuenca La Blanquilla ................................... 213 Figura 7.2 Correlación litoestratigráfica entre los pozos CMA-1X y CUB-1. Cuenca Tuy-Cariaco, Subcuenca Cubagua ................................. 221 Figura 7.3 Correlación litoestratigráfica entre los pozos MTC-2X y CMA-1X. Cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco .......................... 224 Figura 7.4 Sección sísmica NE-SO, subcuenca Blanquilla Este y Cuenca Tuy-Cariaco ..................................................................... 225 Figura 7.5 Diagramas de procedencia para los litotipos arenosos de los pozos PMN-1X, MTC-2X, CMA-1X y CUBAGUA-1. Cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco .......................................... 226 Figura 7.6 Paleogeografía para el Eoceno en la región costafuera de Venezuela ……………………………………………. 228 Figura 7.7 Diagramas de procedencia para los litotipos arenosos de los pozos CMA-1X, CUBAGUA-1 y la secuencia turbidítica de la isla de Margarita ................................................................. 240 Jorham Contreras XI INDICE INDICE DE TABLAS Tabla 5.1 Descripción petrográfica textural de las areniscas de la Formación Pampatar ............................................................... 108 Tabla 5.2 Descripción petrográfica composicional de las areniscas 109 de la Formación Pampatar ............................................................... Tabla 5.3 Descripción petrográfica textural de las areniscas del Grupo Punta Carnero ....................................................................... 122 Tabla 5.4 Descripción petrográfica composicional de las areniscas del Grupo Punta Carnero .................................................................. 122 Tabla 5.5 Descripción petrográfica de las calizas del Grupo Punta Carnero .................................................................................. 123 Tabla 5.6 Análisis bioestratigráfico y edad del Grupo Punta Carnero .............. 126 Tabla 5.7 Zonación bioestratigráfica del Grupo Punta Carnero ....................... 127 Tabla 5.8 Carta faunal de foraminíferos bénticos del Grupo Punta Carnero .................................................................................. 128 Tabla 5.9 Paragenésis para la secuencia turbidítica eocena de la isla de Margarita ...................................................................... 141 Tabla 5.10 Asociaciones de facies turbidíticas y ambientes de sedimentación .............................................................................. 144 Tabla 6.1 Unidades cronoestratigráficas del pozo MTC-2X. EVANS (1983) ……………………………………………………………. 164 Tabla 6.2 Unidades cronoestratigráficas del pozo MTC-2X. DURAN et al. (2002) ........................................................................... 164 Tabla 6.3 Descripción petrográfica de muestras de canal del pozo MTC-2X .............................................................................. 167 Tabla 6.4 Diagrama paragénetico para la secuencia Eoceno - Oligoceno en el pozo MTC-2X ........................................................................... 169 Tabla 6.5 Zonación bioestratigráfica para el pozo MTC-2X DURAN et al. (2002) ........................................................................... 171 Jorham Contreras XII INDICE Tabla 6.6 Unidades cronoestratigráficas del pozo PMO-2X EVANS (1983) ……………………………………………………………. 172 Tabla 6.7 Unidades cronoestratigráficas del pozo PMO-2X DURAN et al. (2002) ........................................................................... 173 Tabla 6.8 Unidades cronoestratigráficas del pozo PMN-1X EVANS (1983) ……………………………………………………………. 174 Tabla 6.9 Unidades cronoestratigráficas del pozo PMN-1X DURAN et al. (2002) ........................................................................... 175 Tabla 6.10 Descripción petrográfica de muestras de canal del pozo PMN-1X .............................................................................. 178 Tabla 6.11 Diagrama paragénetico para la secuencia Oligoceno en el pozo PMN-1X .......................................................................... 180 Tabla 6.12 Zonación bioestratigráfica para el pozo PMN-1X DURAN et al. (2002) ........................................................................... 182 Tabla 6.13 Unidades cronoestratigráficas del pozo CMA-1X EVANS (1983) ……………………………………………………………. 191 Tabla 6.14 Descripción petrográfica de muestras de canal del pozo CMA-1X .............................................................................. 194 Tabla 6.15 Diagrama paragénetico para la secuencia Eoceno - Oligoceno en el pozo CMA-1X .......................................................................... 196 Tabla 6.16 Descripción petrográfica de muestras de canal del pozo CUBAGUA -1 ..................................................................... 201 Tabla 6.17 Diagrama paragénetico para la secuencia Eoceno - Oligoceno en el pozo CUBAGUA –1 ................................................................. 202 Jorham Contreras XIII INDICE LISTA DE ANEXOS I. Mapa geológico de la región de Pampatar, Isla de Margarita, Venezuela. Escala 1:10.000 II. Mapa geológico de la región Las Bermúdez - El Manglillo, Isla de Margarita, Venezuela. Escala 1:20.000 III. Columna Estratigráfica de la Formación Pampatar. Localidad tipo IV. Columna Estratigráfica de la Formación Pampatar. Localidad Punta Moreno – Morro El Vigía V. Columna Estratigráfica del Grupo Punta Carnero. Localidad tipo VI. Columna Estratigráfica del Grupo Punta Carnero. Localidad La Isleta VII. Tabla petrográfica de rocas siliciclásticas de la secuencia turbidítica eocena ubicada en la isla de Margarita VIII. Tabla petrográfica de rocas carbonáticas de la secuencia turbidítica eocena ubicada en la isla de Margarita IX. Tabla petrográfica de muestras de canal de los pozos CMA-1X y CUBAGUA-1. Cuenca Tuy-Cariaco X. Tabla petrográfica de muestras de canal del pozo MTC-2X. Cuenca La Blanquilla. XI. Tabla petrográfica de muestras de canal del pozo PMN-1X. Cuenca La Blanquilla. XII. Tabla de resultados de difracción de rayos X. XIII. Hoja sedimentológica del pozo MTC-2X. Cuenca La Blanquilla. XIV. Hoja sedimentológica del pozo PMN-1X. Cuenca La Blanquilla. XV. Hoja sedimentológica del pozo CMA-1X. Cuenca Tuy-Cariaco. XVI. Hoja sedimentológica del pozo CUBAGUA-1 Cuenca Tuy-Cariaco. XVII. Panel de correlación estratigráfica entre la secuencia turbidítica eocena de la isla de Margarita y la secuencia Eoceno - Oligoceno en las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco. Jorham Contreras XIV INDICE LISTA DE APENDICES 1) Definición y mecanismos de sedimentación de secuencias turbidíticas. 2) Modelo de análisis de facies en secuencias turbidíticas. E. MUTTI & F. RICCI LUCCHI (1978) 3) Clasificación textural de sedimentos y rocas sedimentarias en base al tamaño de grano. UDDEN – WENTWORTH (1922) 4) Clasificación textural de sedimentos argiláceos. POTTER et al. (1980) 5) Clasificación textural y mineralógica para rocas siliciclásticas tamaño arena. PETTIJOHN, POTTER & SIEVER (1972). 6) Clasificación textural y mineralógica para rocas conglomerados. PETTIJOHN (1975) y BOGGS (1992). clásticas tamaño 7) Clasificación textural y composicional para rocas carbonáticas. DUNHAM (1962) y EMBRY & KLOVAN (1971). 8) Clasificación textural y composicional para rocas carbonáticas de mezcla. MOUNT (1985) 9) Modelo diagenético y procesos característicos para rocas siliciclásticas. SURDAM et al. (1989). 10) Modelo diagenético y procesos característicos para rocas carbonáticas. GINSBURG (1957) adaptado y modificado por ZAPATA (1983). Jorham Contreras XV INTRODUCCIÓN 1. INTRODUCCIÓN 1.1 Objetivos y Alcances El presente trabajo tiene como objetivo general desarrollar un modelo sedimentológico para las secuencias depositadas durante el Eoceno-Oligoceno en las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco y establecer la correspondencia entre estas secuencias y los depósitos flysch de edad Eoceno que afloran en la isla de Margarita. Los objetivos específicos son: 1) Determinar las características sedimentológicas y variaciones estratigráficas presentes en la secuencia flysch eocena que aflora en la isla de Margarita (Grupo Punta Carnero y Formación Pampatar). 2) Determinar las características sedimentológicas y variaciones estratigráficas presentes en los depósitos de edad Eoceno - Oligoceno en las cuencas Tuy-Cariaco y La Blanquilla y establecer la correspondencia entre ambas cuencas. 3) Correlación de las secuencias de edad Eoceno - Oligoceno presentes en las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco con los depósitos eocenos de la isla de Margarita. El estudio de la secuencia sedimentaria en la cuenca La Blanquilla, integrando la interpretación de datos sísmicos con datos de pozos (litoestratigráficos, sedimentológicos, geoquímicos, etc.), ha permitido establecer la presencia de trampas y la posible acumulación de grandes volúmenes de hidrocarburos en esta área. Por estas razones, este trabajo representa el aporte de aspectos muy importantes, como son la caracterización sedimentológica y correlación de los sedimentos paleógenos de superficie con los de subsuelo (cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco), y el estudio en detalle de intervalos Jorham Contreras 1 INTRODUCCIÓN arenosos de los pozos con la finalidad de caracterizar los posibles reservorios y establecer un modelo de sedimentación para estas secuencias. El Trabajo Especial de Grado representa el requisito final contemplado en el pensum de estudios de la Escuela de Geología, Minas y Geofísica, para optar por el título de Ingeniero Geólogo. 1.2 Ubicación del área de estudio El área de estudio se encuentra ubicada en la región nororiental de Venezuela (Figura 1.1), abarca parte de las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco y, por consiguiente, la isla de Margarita. Ambas cuencas se encuentran en la región costafuera de Venezuela, encontrándose La Blanquilla al norte, limitada con el alto de ese mismo nombre que se prolonga hacia el noreste, la plataforma Margarita-Los Testigos al sureste, el alto de La Tortuga al suroeste y al sur con la cuenca Tuy-Cariaco, a través de la falla dextral de Margarita. La cuenca TuyCariaco limita al sur con la línea de costa venezolana, al norte con La Blanquilla, al oeste con la plataforma de la Guaira y al este con la Península Araya-Paria y las islas de Margarita, Coche y Cubagua. Los pozos en estudio pertenecen a ambas cuencas y están ubicados en la región central del mar Caribe, tal como se muestra a continuación: a) El pozo MTC-2X está ubicado al norte de la isla La Tortuga, mientras que los pozos PMO-2X y PMN-1X se encuentran al noroeste de la isla de Margarita. Están comprendidos en el área entre las islas Cubagua y La Tortuga, coordenadas 11º - 11º30’ norte y 64º30’ - 65º30’ oeste. b) El pozo CMA-1X está ubicado al suroeste de la isla Cubagua, coordenadas 10º45’ norte - 64º25’ oeste y el pozo CUBAGUA 1 perforado en tierra firme, se ubica en el sector oeste de la Isla de Cubagua, coordenadas 10º50’ norte y 64º 20’ oeste aproximadamente (Figura 1.1). Jorham Contreras 2 INTRODUCCIÓN La secuencia eocena de superficie se ubica en el mismo marco geológico del Caribe, específicamente en las regiones este y sureste de la isla de Margarita, en los sectores de Pampatar, Punta Mosquito y las Bermúdez-El Manglillo (adyacencias al aeropuerto Santiago Mariño), con una extensión aproximada de 100 Km2, alrededor de las coordenadas 11º norte y 63º30’ - 64º oeste. N VENEZUELA 64º 11º Depósitos del Eoceno YSACCIS et al. (2000) FIGURA 1.1 Mapa de ubicación del área de estudio Jorham Contreras 3 INTRODUCCIÓN 1.3 Metodología 1.3.1 Recopilación Bibliográfica Se recopilaron los trabajos previos realizados en la zona de estudio, específicamente aquellos en el área de sedimentología y estratigrafía. Esta etapa se desarrolló en la biblioteca de la Escuela de Geología, Minas y Geofísica de la UCV y a través de CITEP en las instalaciones de PDVSA Exploración y Producción, Chuao. Así mismo, se buscaron los mapas topográficos y fotografías aéreas correspondientes al área de la isla de Margarita, en la Dirección de Cartografía Nacional con la finalidad de programar las actividades de campo y obtener una visión más específica de los afloramientos. En cuanto a la información de subsuelo se utilizaron los registros eléctricos de los pozos seleccionados con la finalidad de determinar los intervalos de interés para el análisis sedimentológico. Adicionalmente se consultaron todos los trabajos previos realizados en el área. 1.3.2 Geología de Superficie Se realizó el levantamiento geológico y muestreo de las secciones eocenas que afloran en la Isla de Margarita, específicamente en las zonas de Pampatar, Punta Mosquito y El Manglillo - Las Bermúdez (cercana al aeropuerto Internacional Santiago Mariño), con la finalidad de actualizar la cartografía geológica de las áreas de afloramiento y validar tanto los datos topográficos como los estructurales para la elaboración de los mapas y columnas estratigráficas. Asimismo se realizó el muestreo de los litotipos aflorantes, recolectando un total de 115 muestras de areniscas, calizas y conglomerados y 102 muestras de lutitas. Jorham Contreras 4 INTRODUCCIÓN Para estas actividades se utilizaron las bases topográficas de Cartografía Nacional, a escala 1:10.000 para la región de Pampatar y, a escala 1:25.000 para las zonas de Las Bermúdez-El Manglillo y Punta Mosquito. Para la validación de los datos geológicos y elaboración de los mapas geológicos se utilizaron como mapas base los realizados por MUÑOZ (1973) y CASAS & MORENO (1986). Los núcleos y muestras de canal estudiados se encuentran en la Nucleoteca de Quiriquire cercana a la ciudad de Maturín y en las instalaciones de Laboratorio Geológico El Chaure, Puerto la Cruz, ambas pertenecientes a PDVSA. 1.3.3 Análisis de registros de pozos Se realizó la revisión y análisis de los registros de los pozos seleccionados para el estudio de las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco, estableciendo las unidades informales dentro de la secuencia Eoceno-Oligoceno. Una vez concluida esta etapa se seleccionaron los intervalos de interés, los cuales fueron muestreados cada 100 pies aproximadamente. Las muestras corresponden a fragmentos de núcleos en el pozo CUBAGUA-1 y en los pozos restantes se trabajó en base a muestras de canal. 1.3.4 Análisis de Laboratorio a) Análisis Petrográfico Preparación de las muestras Una vez construidas las columnas estratigráficas de superficie, se seleccionaron aquellas muestras representativas de los intervalos de interés en base a las variaciones sedimentológicas observadas, a las cuales se le realizó el estudio petrográfico convencional. Jorham Contreras 5 INTRODUCCIÓN Los pozos fueron estudiados casi en su totalidad a través de muestras de canal (ripios), ya que los intervalos en los que se dispone de núcleos son bastante limitados y no permiten una descripción continua a lo largo de toda la columna. La selección de las muestras de pozos se realizó en base a las unidades informales definidas en este estudio y características litológicas que ofrecen los registros eléctricos, considerando los intervalos donde no se dispone de núcleos y abarcando la secuencia completa, con intervalos de separación entre cada muestra de 100 pies aproximadamente. Una vez señalados los intervalos de interés se realizó el inventario de disponibilidad de muestras, las cuales fueron respectivamente seleccionadas, correspondiendo cada una a un espesor de 10 pies. La preparación se realizó en varias etapas: Las muestras de canal se encuentran húmedas, por lo tanto es necesario someterlas a un lavado para retirar todo el material lodoso y fragmentos que no corresponden a la litología de interés. Una vez lavadas se separan en cuatro fracciones con la utilización de tamices # 20, 40, 80 y fracción fina. Posteriormente, utilizando una lupa, se observa individualmente cada fracción y se realiza la descripción textural y mineralógica. Tomando en cuenta los registros, la proporción de arenas y las características texturales se escogen los granos (“picking”) más representativos de la litología de cada intervalo. Estos granos son concentrados para la elaboración de la sección delgada y finalmente se realiza el análisis petrográfico. Para la elaboración y preparación de las muestras se contó con el apoyo del personal técnico del laboratorio Geológico de PDVSA Exploración y Producción, ubicado en Caracas. Jorham Contreras 6 INTRODUCCIÓN Estudio Sedimentológico Se seleccionaron un total de 150 muestras, de las cuales 80 corresponden a muestras de superficie y 70 de subsuelo. En ambos casos el estudio se realizó en base a secciones delgadas teñidas para estudio de porosidad, utilizando el micróscopio de luz polarizada y determinando así la textura, composición y tipo de roca en base a las clasificaciones señaladas a continuación. En el estudio y clasificación de areniscas se utiliza la clasificación de PETTIJOHN, POTTER & SIEVER (1972) modificada de DOTT (1964). En los conglomerados se utilizó la clasificación de PETTIJOHN (1975). Apéndices 5 y 6. El estudio y clasificación de rocas carbonáticas se realizó en base a la clasificación textural de DUNHAM (1962), modificada por EMBRY & KLOVAN (1970). La clasificación de MOUNT (1985) se utilizó para aquellas rocas carbonáticas con proporción de siliciclastos mayor a 25%, definidas por el autor como carbonatos de mezcla. Apéndices 7 y 8. El estudio diagenético en areniscas se realizó en base al modelo de SURDAM et al. (1989), planteado para rocas clásticas sometidas a un soterramiento progresivo. Para la rocas calcáreas se utilizó el esquema diagenético de GINSBURG (1957) adaptado y modificado por ZAPATA (1983). Apéndices 9 y 10. Adicionalmente, se realizó el análisis de fuentes de sedimentos a través de los diagramas ternarios de DICKINSON & SUCZEK (1979), los cuales se utilizaron tanto en muestras de afloramientos como en las muestras de canal de la secuencia de subsuelo. La aplicación se restringe a rocas que presenten una proporción de matriz y cemento inferior al 25%, tal como lo sugieren los autores. Jorham Contreras 7 INTRODUCCIÓN La finalidad del análisis petrográfico fue establecer la composición mineralógica de las rocas y sus características texturales, haciendo énfasis en la determinación de los componentes principales, tamaños de grano, escogimiento, redondez, tipos de contacto y de porosidad. Se estableció la relación porcentual de granos, matriz y cemento, con fines de clasificación y reconocimiento de los efectos diagenéticos presentes, grado y etapa diagenética alcanzada por las rocas, así como la paragénesis. b) Difracción de Rayos X Este análisis se realizó con el objetivo de determinar la fracción de minerales de arcillas y el porcentaje de roca total en las muestras seleccionadas que caracterizan, de manera general, la secuencia eocena de la isla de Margarita y los depósitos eocenos-oligocenos ambas cuencas, lo cual permitió determinar de manera semicuantitativa las máximas temperaturas alcanzadas durante la evolución diagenética. En superficie se seleccionaron un total de 20 muestras distribuidas a lo largo de toda la columna sedimentaria, de las cuales se extrajo una fracción de 10 gr. En subsuelo se seleccionaron un total de 7 muestras, 5 pertenecientes al pozo CMA-1X ubicado en la cuenca Tuy-Cariaco y 5 de los pozos MTC-2X y PMN-1X ubicados en la cuenca La Blanquilla. Los análisis respectivos fueron realizados en el Laboratorio Geológico de Intevep. c) Análisis Bioestratigráfico Se seleccionaron un total de 50 muestras de lutitas distribuidas a lo largo de toda la columna de la secuencia turbidítica de la isla de Margarita, a las cuales se estudió el contenido de foraminíferos y algunas de nannoplancton calcáreo. La información obtenida fue comparada con trabajos bioestratigráficos previos Jorham Contreras 8 INTRODUCCIÓN realizados en el área, con el fin de establecer y validar la paleobatimetría y edad de la secuencia. En la cuenca La Blanquilla se tomaron los resultados de trabajos bioestratigráficos desarrollados recientemente (DURAN et al., 2002), en base a los cuales se realizó la comparación con la secuencia eocena de superficie. En los pozos ubicados en la cuenca Tuy-Cariaco se tomaron los resultados de estudios previos y adicionalmente se realizaron estudios palinológicos en un total de 14 muestras, distribuidas a lo largo de la secuencia Eoceno-Oligoceno. Finalmente se pretende establecer la correspondencia geocronológica y paleoambiental entre la secuencia de superficie y subsuelo de ambas cuencas. Para el estudio de foraminíferos se utilizaron las zonaciones de BLOW (1969) para el Terciario, la de TOUMARKINE & LUTERBACHER (1985) del Paleoceno – Eoceno y la de BOLLI & SAUNDERS (1985) del Oligoceno al Mioceno. El estudio de nannoplancton calcáreo se realizó en base a la zonación de MARTINI (1971). 1.3.5 Integración de la información Con los datos de geología de superficie recolectados en los afloramientos eocenos de la isla de Margarita, se construyeron las respectivas columnas estratigráficas y el mapa geológico, a través de los cuales se realizó la caracterización estratigráfica, estructural y paleoambiental de esta secuencia, en conjunto con los análisis sedimentológicos y bioestratigráficos. La secuencia de subsuelo fue estudiada a través de los registros eléctricos de los cinco pozos seleccionados, los cuales permitieron subdividir la secuencia Eoceno-Oligoceno en unidades informales en base al arreglo estratigráfico. Se realizaron hojas sedimentológicas para cada uno de los pozos en estudio, las cuales comprenden Jorham Contreras las características sedimentológicas, petrográficas y 9 INTRODUCCIÓN paleoebatimetría de la secuencia, así como los límites y caracterización de cada una de las unidades estratigráficas informales. En base a las unidades informales establecidas, se realizó de manera independiente para cada cuenca, la comparación y correlación entre los depósitos eoceno-oligocenos perforados, con la finalidad de establecer la extensión y distribución de los sedimentos, así como variaciones en las características texturales, litología, mineralogía, procesos y etapas diagenéticas alcanzadas. También se tomaron los datos bioestratigráficos suministrados para comparar la paleobatimetría y paleoambiente entre distintas las unidades. La extensión y caracterización de los depósitos eoceno-oligocenos en las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco permitió realizar una comparación entre ambas, la cual estuvo limitado por la separación geográfica entre los pozos y las complejas características estructurales del área. Finalmente se realizó la comparación de los depósitos de subsuelo en ambas cuencas con la secuencia eocena que aflora en la isla de Margarita, a través de las características sedimentológicas, estratigráficas y paleoambientales, con la finalidad de establecer la correlación entre esta secuencia con alguna de las cuencas. Jorham Contreras 10 INTRODUCCIÓN 1.4 Trabajos Previos Geología de Superficie Desde 1860 se desarrollaron numerosos estudios geológicos en la región Caribe que permitieron el planteamiento de las distintas teorías acerca de la evolución geodinámica que controló las características sedimentológicas, estratigráficas y estructurales de la corteza y cuencas sedimentarias de esta región. Los trabajos de geología de superficie se realizaron en las distintas islas caribeñas, los cuales permitieron realizar interpretaciones acerca de las condiciones geológicas y paloambientales en que se generaron los rellenos de las cuencas. A continuación se reseñan, particularmente, los trabajos realizados en las islas de Margarita y Cubagua, las cuales presentan una cobertura sedimentaria de edad Eoceno y Mioceno-Reciente. Estas secuencias son correlacionables con los depósitos de subsuelo de las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco, ambas pertenecientes a la región caribeña. WALL (1860) realiza los primeros estudios en las rocas de edad Eoceno que afloran en la Isla de Margarita. Reporta en su trabajo “On the Geology of Part of Venezuela and Trinidad” una secuencia de areniscas y lutitas, sin edad establecida, en la zona de Pampatar. RUTTEN (1940), refiere originalmente a WALL (1860) en uno de los primeros trabajos de geología de superficie en la Isla de Margarita y asigna para estas rocas una edad Eoceno según el contenido de orbitoides. GONZÁLEZ DE JUANA (1947), con la participación de estudiantes de la Escuela de Geología de la U.C.V., estudió la secuencia eocena en la Isla de Margarita y asigna el nombre de Grupo Carnero, el cual divide en tres unidades, Jorham Contreras 11 INTRODUCCIÓN que aunque no fueron publicadas, les asignó los nombres de formaciones El Dátil, Las Bermúdez y Punta Mosquito. KUGLER (1957) publica un trabajo sobre la geología de las Islas de Margarita y Cubagua, donde incluye una sección esquemática que va desde las Bermúdez hasta el Manglillo y considera toda la secuencia eocena como una sola formación, constituida por cinco miembros, siendo un flysch el miembro basal. JAM & MÉNDEZ (1962) realizaron la primera descripción detallada de las formaciones Las Bermúdez, El Dátil y Punta Mosquito. BERMÚDEZ & GÁMEZ (1966) definen la zonación bioestratigráfica del Eoceno, en base a foraminíferos planctónicos, en la sección Las Bermúdez y El Manglillo. MUÑOZ (1973) publica su trabajo "Geología sedimentaria del Flysch Eoceno de la Isla de Margarita". A diferencia de GONZÁLEZ DE JUANA (1947) distingue dos formaciones, correspondientes a Pampatar y Punta Carnero. BELLIZIA; MUÑOZ; MACSOTAY & KEY (1983) definen las rocas eocenas que afloran en la Isla de Margarita como una secuencia flysch depositada en una cuenca geosinclinal marino profunda. Reportan variaciones de facies en esta secuencia, reconociendo dos zonas: una occidental, correspondiente a la Formación Las Bermúdez, de calizas bioclásticas con lutitas pelágicas (secciones El Manglillo, Las Bermúdez y Punta Mosquito) y otra zona oriental, correspondiente a la Formación Pampatar, de naturaleza grauváquica turbidítica con lutitas estériles. CASAS & MORENO (1986 ) identificaron dos unidades litológicas principales con características bien definidas, correspondientes a la Formación Pampatar lutítico arenosa y a la Formación Punta Carnero lutítico calcárea, en las cuales a través de estudios estadísticos definen varios ciclos sedimentarios. Jorham Contreras 12 INTRODUCCIÓN CASAS, MORENO & YORIS (1995) realizan el Análisis tectono-sedimentario de la Formación Pampatar, en donde establecen de manera informal subunidades estratigráficas para esta formación y plantean de manera resumida la evolución y ambiente tectónico de sedimentación. CAMPOS & GUZMÁN (2002) realizaron un análisis de estratigrafía secuencial en la secuencia flysch de la isla de Margarita, donde interpretaron, en base al estudio de elementos arquitecturales, una superficie de máxima inundación y varios sistemas encadenados trangresivos y de alto nivel en la Formación Pampatar, mientras que en el Grupo Punta Carnero interpretaron dos superficies de máxima inundación y sistemas encadenados de bajo nivel. Geología de Subsuelo A nivel de subsuelo se han realizado varios trabajos a escala regional que complementan los datos de geología de superficie y dan una idea de las características sedimentológicas y estratigráficas de la secuencia Eoceno – Oligoceno en las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco. FEO CODECIDO (1977) reconoce en el pozo CUBAGUA-1 ubicado en la Isla Cubagua, una sección de lutitas ricas en foraminíferos, muy deformada, la cual correlaciona con la Formación El Dátil. Considera la depresión entre Margarita y Barbados como una zona atractiva para la acumulación de hidrocarburos. HAAK (1980) realiza uno de los primeros estudios estratigráficos del pozo MTC-2X y otros adyacentes ubicados en la cuenca La Blanquilla. EVANS (1982a) realiza un estudio estratigráfico de la cuenca Tuy-Cariaco y atribuye como equivalente lateral del Grupo Punta Carnero, al miembro basal eoceno perforado por el pozo CMA-1X. Jorham Contreras 13 INTRODUCCIÓN GODDARD (1986) a nivel de subsuelo establece la estratigrafía y características sedimentológicas en la cuenca Cariaco y su correlación en superficie con la Plataforma Continental circundante hacia el noreste de Venezuela. CHEVALIER & ALVAREZ (1991) realizaron un trabajo en la región nororiental del país, basado fundamentalmente en los rasgos estructurales del transecto Cariaco-Maturín. Establecen una buena correspondencia entre los datos de superficie y subsuelo en la región norte de la cuenca oriental, Serranía del Interior y parte de la cuenca Tuy-Cariaco. BLANCO & GIRALDO (1992) realizaron el estudio titulado “Síntesis TectonoEstratigráfica de la cuenca Tuy-Cariaco y de la Plataforma Externa” hacia el norte de Venezuela, estableciendo cuatro áreas separadas por fallas mayores en la cuenca Tuy-Cariaco, así como cuatro fases tectónicas de evolución desde el Cretácico hasta el Reciente en la cuenca La Blanquilla. YSACCIS (1997) en su trabajo de doctorado realiza el estudio geológico de la zona noreste costafuera de Venezuela durante el Terciario, en el cual plantea la evolución tectónica y estratigráfica de la región caribeña, asociada a la geodinámica de la placa Caribe, y la generación y evolución de las cuencas costafuera de Venezuela. Se basa en datos integrados de superficie y subsuelo, sustentados por los análisis sedimentológicos, estratigráficos y bioestratigráficos de pozos en concordancia con la interpretación de transectos sísmicos en la región. YSACCIS, CABRERA & CASTILLO (2000) realizan el análisis de sistema petrolífero y potencialidad de acumulación de hidrocarburos en la cuenca La Blanquilla, determinando una historia geológica termal, características estratigráficas, sedimentológicas, estructurales y de sincronización para la generación de importantes acumulaciones en la secuencia Eoceno – Mioceno. Jorham Contreras 14 INTRODUCCIÓN 1.5 Agradecimientos A Dios por haberme dado la vida y haberme puesto en este camino. A la ilustre Universidad Central de Venezuela por su inmensa enseñanza. A la Escuela de Geología, Minas y Geofísica por el aprendizaje en el campo de las geociencias. A PDVSA por permitir la realización de este proyecto y brindar todos los recursos necesarios. A mi tutora académica Ing. Olga Rey por su guía, correcciones oportunas y comprensión en una de las etapas más importantes de mi carrera. A mi tutora industrial Ing. Beatriz Blanco por su apoyo incondicional, colaboración y confianza. A los profesores Ricardo Alezones, Rafael Falcón, Omar Rojas y Lilian Navarro. A los Ings. Cecilia González, Marco Odehnal, Angela Rojas, Humberto Sánchez, Franco Márquez, Bernabé Aguado, Genero Giffunni, Isbelia Durán, Leonel Vegas, Avelino Moya y Armando Fasola por su desinteresada colaboración. Al Dr. Max Furrer por la invaluable colaboración en el análisis bioestratigráfico. Al personal técnico del Laboratorio de Geología en Caracas y de las Nucleotecas el Chaure y Quiriquire. A Claudia Chacín y María Alejandra Rojas por su apoyo incondicional. A Oswaldo Guzmán y Corina Campos por la colaboración en las actividades de campo. A Milena Quijada y Silvano D’ Alessio por sus oportunas recomendaciones. A mis compañeros Diana Velásquez, Bárbara Casal, Saileth Cortez, Erica Morales, Joseph Cedillo, Jose Arcila, Francisco Cheng, William Olaya, Erickson Bermúdez, Jesús Hernández, Iván Arias, Jean Calderín, Richard Linares y Ebelio Espinola. Jorham Contreras 15 GEOGRAFÍA FÍSICA 2. GEOGRAFÍA FÍSICA 2.1 ISLA DE MARGARITA La isla de Margarita presenta una superficie de 934 Km2 y está ubicada a 23 Km de la costa nororiental de Venezuela. La integran las penínsulas de Macanao hacia el oeste y Paraguachoa hacia el este, conformadas por un núcleo ígneo-metamórfico y unidas por el istmo La Restinga. Los depósitos turbidíticos del Eoceno afloran en la Península de Margarita, específicamente en las zonas de Pampatar, Punta Mosquito y el Yaque (cercana al aeropuerto Santiago Mariño), cubriendo un área total de aproximadamente 100 Km2. Las zonas de Punta Mosquito y El Yaque son muy llanas, áridas, el relieve es poco prominente y presentan temperaturas elevadas, mientras que hacia Pampatar el clima se hace más húmedo, la vegetación es más arbórea y el relieve es más irregular, caracterizándose las zonas de afloramiento por escarpes cercanos a la costa y cerros que pueden alcanzar los 90 m de altitud. 2.1.1 Topografía y Relieve La Península de Macanao se caracteriza por un relieve bastante llano, cerros aislados con una altura máxima de 760 m y depósitos sedimentarios recientes de poco espesor. En Paraguachoa el relieve es más prominente y alcanza los 960 m de altitud, los cerros son más comunes y están conformados por asociaciones complejas de metaígneas y metamórficas, entre los cuales están Cerro Grande, Copey, Matasiete, Guayamuri. Se distinguen rocas sedimentarias del Eoceno, las cuales son de particular interés en este trabajo y depósitos MioPlioceno. Jorham Contreras 16 GEOGRAFÍA FÍSICA 2.1.2 Clima La península de Paraguachoa se caracteriza por un clima semiárido, con temperatura media anual alrededor de 27ºC, un promedio de precipitación anual de 510 mm, la cual se manifiesta con chubascos intensos que permiten el curso de la mayoría de las quebradas intermitentes. En Macanao las temperaturas pueden alcanzar los 30ºC en las épocas más secas de los meses de marzo a junio (Enciclopedia Encarta, 2002). 2.1.3 Hidrografía Se caracteriza por quebradas y ríos de poco caudal e intermitentes, la mayoría observables únicamente en las épocas de mayor lluviosidad, que fluyen desde las zonas topográficamente más elevadas hacia las zonas costeras. Sin embargo, a una altitud superior a los 400 m es posible observar pequeñas quebradas continuas la mayor parte del año. 2.1.4 Vegetación y Fauna La vegetación es predominantemente xerófila, caracterizada por plantas espinosas a causa de la sequía. Hacia la zonas costeras se pueden distinguir manglares y en las zonas elevadas, entre los 450 y 750 m de altitud, se distingue vegetación subtropical producto de la humedad, en donde se forma una capa vegetal y árboles que pueden alcanzar los 20 m de altura. La fauna es diversa, caracterizada por mamíferos de tamaño pequeño, aves tropicales y abundantes reptiles. Jorham Contreras 17 GEOGRAFÍA FÍSICA 2.2 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO Las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco están ubicadas en la región surcentral del mar Caribe, adyacentes al sistema de límite de placas Caribe / Sudamérica. El origen de ambas cuencas está controlado por la evolución geodinámica y estructural de la placa Caribe en su movimiento relativo dextral con respecto a Sudamérica desde el Paleoceno al Reciente (SPEED, 1985; PINDELL et al., 1988; OSTOS, 1990). La cuenca La Blanquilla presenta un área aproximada de 35.000 Km2 y orientación suroeste-noreste, con profundidades de aguas entre 200 y 3.000 m, incrementándose hacia el norte. Está enmarcada por la plataforma Margarita-Los Testigos al sureste, el alto La Tortuga al suroeste, el alto La Blanquilla que se extiende al noreste y al sur limitada por la falla dextral de Margarita con orientación noroeste, que la divide en dos subcuencas: Blanquilla Oeste y Blanquilla Este. Corresponde a una cuenca extensional paleógena asociada a la subducción Atlántica, rellena por una secuencia sedimentaria que supera los 6 Km de espesor, compuesta por depósitos del Eoceno al Reciente (YSACCIS et al., 2000). La cuenca Tuy-Cariaco presenta un área de 20.000 Km2 aproximadamente con orientación suroeste-noreste, comprendida entre la Cordillera de la Costa, Serranía del Interior y Península de Araya-Paria al sur, y las islas de Margarita y la Tortuga al norte, estando la mayor parte cubierta por las aguas del mar Caribe. La profundidad de las aguas se mantiene entre 200 y 1.000 m, a excepción de la zona de la Fosa de Cariaco donde alcanza más de 1.400 m (YOUNG et al., 1956). La fase inicial de su formación está asociada a la extensión paleógena (YSACCIS, 2000), pero se define totalmente durante la etapa transtensiva del Mioceno Medio, producto del fallamiento transcurrente al norte de Sudamérica. La secuencia sedimentaria al igual que en la cuenca La Blanquilla es bastante espesa y está compuesta por rocas con edades del Eoceno al Reciente. Jorham Contreras 18 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL 3. GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL 3.1 GEODINÁMICA DE LA REGIÓN CARIBE 3.1.1 Generalidades La evolución geodinámica de la región Caribe está controlada por la placa litosférica con ese mismo nombre y su interrelación con las placas de Sudamérica, Norteamérica y Atlántica, las cuales han estado en constante interacción desde comienzos del Terciario. Numerosos autores han propuesto modelos tectónicos para explicar el origen y evolución de la región caribeña. Entre los modelos más aceptados para explicar la evolución tectónica de la corteza caribeña y describir el marco geodinámico de la región, están los de SPEED (1985), PINDELL (1985), PINDELL & BARRETT (1990), STEPHAN (1990) y OSTOS (1990). Otros trabajos se basan de manera más específica en la región norte de Venezuela y representan aportes importantes en la reconstrucción geológica del margen sur del Caribe (MARESCH, 1974; TALUKDAR et al. 1981; NAVARRO, 1983 y STEPHAN, 1985 cit. en OSTOS, 1990). El origen y evolución tectónica de la islas caribeñas y de las cuencas costafuera de Venezuela están controlados por la evolución de la placa Caribe, la cual es considerada alóctona (SPEED, 1985; PINDELL, 1985; ERLICH et al., 1989). Comienza en el Cretácico con la colisión entre el arco volcánico y la zona noroeste de la placa Sudamérica (PINDELL et al., 1988; OSTOS, 1990; STEPHAN 1990) y posteriormente a partir del Terciario comienza la etapa de transpresión y migración hacia el este de la placa Caribe (SPEED, 1985; PINDELL, 1985; PINDELL & BARRETT, 1990; STEPHAN et al., 1990 y OSTOS, 1990). La placa del Caribe limita al este con el arco volcánico y la zona de subducción de las Antillas Menores, al oeste con la zona de subducción en América Central, el cinturón deformado de Panamá y la fosa Caiman, mientras Jorham Contreras 19 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL que los límites al norte y al sur no están bien establecidos, aunque se han denominado como límites con movimiento transcurrente (BURKE, 1978; PINDELL, 1985). El límite Caribe / Suramérica presenta particular interés y ha sido motivo de gran discusión entre diversos autores, donde se puede notar que las principales diferencias se basan en la zona límite entre ambas placas, la distancia y tiempo de migración de la placa caribeña y la correspondencia con las tasas de desplazamiento de las estructuras fijadas como límites. El límite entre ambas placas ha sido propuesto a lo largo de: 1) el límite transformante del sistema de fallas Boconó-San Sebastián-El Pilar y 2) la zona de subducción al norte de las costas colombo-venezolanas (Figura 3.1). 3.1.2 Límite de placas Caribe / Suramérica A pesar de las discrepancias y consideraciones de los distintos modelos propuestos para explicar la evolución geodinámica de la placa del Caribe, se han desarrollado constantes investigaciones en esta área que han permitido la evolución y progresivo desarrollo de nuevas teorías, enfocadas en establecer de manera concreta la evolución tectónica de la región caribeña y su influencia en la sedimentación y deformación del margen norte de Sudamérica, así como en las cuencas costafuera de Venezuela. SPEED (1985) plantea que el límite transformante de placas Boconó-San Sebastián-El Pilar, (primero postulado para el límite Caribe / Sudamérica) presenta cierta inconsistencia, particularmente la falla El Pilar no se ha establecido concretamente como una falla transformante, sino únicamente como una falla que marca el contacto entre el continente, el arco de las Antillas y las napas solapadas, que representa un ramal con movimiento hacia el este en el límite océano-continente. El mismo autor sugiere que el problema del límite sur de la placa Caribe es que no se ha definido concretamente hacia el este una zona transcurrente de gran desplazamiento, la cual esté debidamente apoyada en evidencias sismo-tectónicas y por grandes fallas con desplazamiento mayor a los Jorham Contreras 20 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL 100 Km, tanto en el continente como en el océano. De igual manera, sostiene que a lo largo de este límite transformante existe aparentemente una zona en la región centro-oeste de Venezuela que contradice el sentido dextral, tal como lo expresa RIAL 1978 en SPEED, 1985), indicando evidencias de un movimiento transcurrente sinestral, a partir de los datos del terremoto de la ciudad de Caracas en 1967. Sin embargo, AUDEMARD & GIRALDO (1997) plantean que este sistema se encuentran en perfecta continuidad mecánica y cinemática. Por otra parte, se han desarrollado investigaciones basadas en el posible límite de subducción al norte de las costas colombo-venezolanas. TALUKDAR (1983) y CASE et al. (1984) en OSTOS (1990), plantean un posible contacto de corteza oceánica y continental en la plataforma venezolana, que comienza entre la Península de Paraguaná y las islas Neerlandesas y se extiende al sur del Archipiélago Los Roques hasta el noroeste de la isla de Margarita. De manera similar, KELLOGG & BONINI (1982) en BLANCO & GIRALDO (1992) plantean un cabalgamiento al norte del posible contacto entre corteza oceánica-continental, el cual marca un límite de subducción entre ambas placas (subducción tipo B entre Caribe y Suramérica), e YSACCIS (1997) sugiere una zona de intensa de deformación como resultado de la convergencia entre las placas Caribe y Sudamérica antes del Mioceno. A pesar de que esta zona se ha interpretado a través de la sísmica, no se ha establecido una solución definitiva debido a la falta de continuidad entre el Cinturón deformado Surcaribe, la falla El Pilar y la zona de subducción de las Antillas Menores, presentándose como tres segmentos aislados, en donde la fallas dextrales de Margarita al oeste y las fallas El Pilar en su extremo este, Los Bajos, El Soldado y el sistema de fallas de Trinidad, representan las posibles conexiones (SPEED, 1985). LUGO & MANN (1995) plantean que este límite de subducción CaribeSuramérica representado por el cinturón deformado Surcaribe se conecta con la Jorham Contreras 21 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL falla transformante de Margarita y a su vez, con otra zona de subducción seguida de una falla transformante noroeste que enlaza, al norte de Margarita y Trinidad, el límite de subducción Caribe-Atlántico con el límite Caribe-Suramérica (Figura 3.9). ERLICH & BARRETT (1989), OSTOS (1990), entre otros, coinciden que el límite entre ambas placas debe ser paralelo a subparalelo al margen norte de Sudamérica y que debe encontrarse entre 10º y 13º de latitud. Por lo tanto, hasta la actualidad, el límite Caribe / Sudamérica no se ha establecido de manera concreta, pero tomando en cuenta que la transpresión comienza en la zona noroeste de Sudamérica y que la placa Caribe se ha desplazado hasta el extremo este de Sudamérica, la zona sobre la cual ha ocurrido el movimiento debe tener un ancho considerable y mayor que la región del borde del continente, y debe extenderse hacia el norte en la litosfera oceánica. Esto implica que el límite sur de la placa Caribe no es una zona rígida y claramente limitada, sino que debe corresponder a una zona de transición de ancho considerable, tal como sugiere OSTOS (1990), que el límite Caribe / Suramérica puede abarcar una zona muy extensa de aproximadamente 500 Km de ancho, representado por el cinturón deformado Surcaribe, conformado por microplacas ensambladas de corteza oceánica-continental que se han ido ajustando según la placa del Caribe se mueve hacia el este con respecto a Sudamérica (SPEED, 1985). Los modelos de PINDELL & BARRETT (1990), STEPHAN et al. (1990) y OSTOS (1990), no descartan ninguna de las alternativas como posible límite de placas, manteniéndose hasta la actualidad ciertas interrogantes con respecto a este punto. El modelo planteado por KELLOGG & BONINI (1982) en BLANCO & GIRALDO (1992) y posteriormente por otros autores, de un límite de subducción al norte de las costas colombo-venezolanas, a lo largo del cinturón deformado Surcaribe adquiere gran importancia. Jorham Contreras 22 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL Se puede observar que todos los modelos consideran la falla El Pilar como parte del sistema límite entre ambas placas, así como se considera la placa Caribe alóctona (SYKES, 1982 y CASE, 1984 en SPEED, 1985), que ha migrado desde el suroeste de la placa Sudamericana hasta su posición actual, consumiendo progresivamente la corteza protocaribeña y acrecionando bloques de fondo oceánico, junto con los originalmente formados en la colisión del arco de islas en la región noroeste de Sudamérica (OSTOS, 1990). PLACA CARIBE CINTURÓN DEFORMADO SURCARIBE G AR M F. CA F. SAN SEBASTIÁN A LL FA DE BO RIDGE BARBADOS A IT AR FALLA DE O CUENCA GRANADA PLACA ATLÁNTICA FALLA EL PILAR NO CO 10º PLACA SURAMÉRICA 80º 70º 60º FIGURA 3.1. Límites de placas Caribe / Sudamérica. Tomado de STEPHAN et al. (1990) YSACCIS & AUDEMARD (2000) plantean que la zona límite entre las placas Caribe / Sudamérica al este de Venezuela, está definida por una región transicional de ancho considerable (350 Km aproximadamente), constituida por bloques de corteza oceánica y continental, limitados por fallas extensionales y tranformantes asociadas a un límite inferior o despegue basal, ubicado en la zona inferior de la corteza o parte superior del manto, donde exista un contraste reológico importante. Este límite conecta en profundidad las fallas transcurrentes con los cinturones de corrimiento contemporáneos, en la cual sus movimientos son balanceados en dos componentes tectónicas oblicuas transpresionales, así como los vacíos corticales son compensados por desplazamientos de masa desde la zona de despegue basal hasta niveles estructurales menos profundos (Figura 3.2). Jorham Contreras 23 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL Este modelo llamado “Orógeno en Flotación” (“Orogenic Float”) fue definido originalmente por BALLY et al. (1988) y OLDOW et al. (1990) en YSACCIS & AUDEMARD (2000), para explicar la deformación por compresión, transpresión, transtensión y balance litosférico en un marco tectónico regional de subducción oblicua. En la región este de Venezuela, el sistema de “Orógeno en Flotación” estaría comprendido entre el cinturón plegado de la Blanquilla al norte (cinturón deformado Surcaribe) y la Serranía del Interior al sur, donde la isla de Margarita representa reliquias del arco de islas de las Antillas Menores. Cuenca Oriental de Venezuela Golfo de Paria Cuenca Carúpano Alto Los Testigos Cuenca La Blanquilla FIGURA 3.2. Modelo “Orógeno en Flotación” para la región este de Venezuela. Tomado de YSACCIS & AUDEMARD (2000) 3.1.3 Evolución Geodinámica de la placa Caribe A partir de los modelos de SPEED (1985), PINDELL & BARRETT (1990), STEPHAN et al. (1990) y OSTOS (1990) sobre la evolución geológica de la región Caribe, se plantea el origen de las cuencas terciarias La Blanquilla y Tuy-Cariaco y el control tectónico del relleno sedimentario, conformado por rocas de ambientes de aguas profundas de edades Eoceno al Reciente. De igual manera, el origen de las islas caribeñas, entre las cuales se destacan Margarita y Cubagua está Jorham Contreras 24 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL controlado por dicha evolución, y las secuencias sedimentarias aflorantes se rigen por el marco compresivo y emplazamiento neógeno de los depósitos terciarios, producto de colisión oblicua entre las placas Caribe y Sudamérica (SPEED, 1985). La evolución geológica de la región Caribe comienza a partir del Jurásico con la etapa “rifting”, en la cual se inicia el rompimiento continental entre Sudamérica y el bloque de Yucatán, generando la subsidencia del margen norte de Sudamérica y el desarrollo de un margen de extensión pasivo que dió origen al proto-Caribe (PINDELL et al., 1988; STEPHAN et al., 1990). Para el Jurásico Tardío - Cretácico Temprano, al oeste de Sudamérica, PINDELL & BARRETT (1990) sugieren un arco de islas ancestral de las Antillas Mayores ubicado al este del Pacífico, mientras que OSTOS (1990) lo considera un microcontinente que fue migrando en dirección sureste siguiendo el límite entre la placas proto-caribeña y caribeña actual. Para el Barremiense – Aptiense (125 M.a.) ocurre un cambio en la dirección de migración del arco volcánico de las Antillas Mayores de sureste a noreste, desarrollándose un límite convergente al oeste de Sudamérica (OSTOS, 1990). Posteriormente en el Albiense (100 M.a.) ocurren los mayores cambios en la evolución caribeña (PINDELL, et al., 1988; PINDELL & BARRETT, 1990; OSTOS, 1990), se invierte el sentido de la subducción entre las Antillas Mayores y América Central, producto de la colisión entre el proto-Caribe y el arco de islas de las Antillas. Este cambio de polaridad genera el desarrollo del arco de islas Caribe por encima del arco protocaribeño, el cual está constituido por las Antillas Mayores, la isla Desiderade, el “Ridge” de Aves y la islas Neerlandesas y venezolanas, entre las cuales se encuentra la actual isla de Margarita. Hasta el Cretácico Tardío (Santoniense), al norte de Sudamérica se desarrolló una gran cuenca extensional de margen pasivo (OSTOS, 1990), hasta el Jorham Contreras 25 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL momento que el centro de expansión del proto-caribe comienza a extinguirse y dicha placa alcanza su máximo tamaño (PINDELL et. al., 1988). De manera contemporánea, al oeste, el extremo sur del arco de islas caribeño colisiona con el extremo noroeste de Sudamérica (STEPHAN et al., 1990; OSTOS, 1990), (Figura 3.3), y posteriormente, se desarrollan límites transformantes al norte y sur de la placa Caribe, mientras esta continua su deriva hacia el noreste. MAESTRICHTIENSE (66 M.a) Antillas Mayores 20 º Protocaribe 10 º Placa Suramérica Placa del Caribe 90º 80º 70 º 60º 0º FIGURA 3.3. Paleogeografía de la región Caribe durante el Cretácico Tardío Tomado de STEPHAN et al. (1990) Durante el Paleoceno (56 - 70 M.a.), la interacción de las placas Caribe y Sudamérica continua (Figura 3.4), y la migración hacia el noreste es afectada por el origen de la cuenca Granada en la zona retroarco (OSTOS, 1990). Los altos de La Blanquilla, Aves, Margarita, Los Testigos y Antillas Holandesas están emergidos y continúan así durante todo el Paleógeno, representando fuentes de aporte de sedimentos para la cuencas extensionales adyacentes. A partir del Eoceno Temprano, como consecuencia de la colisión y migración de la placa Caribe, el oeste de Venezuela pasa a ser un margen activo y se producen diversos efectos geológicos, entre los cuales OSTOS (1990) señala metamorfismo de P/T media en la zona de colisión, extinción del magmatismo calcoalcalino en sentido oeste-este en el arco de islas caribeño, transpresión en el Jorham Contreras 26 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL extremo noroccidental de Sudamérica y sobrecorrimiento al sur de los terrenos que conforman las islas neerlandesas y venezolanas, Cordillera de la Costa Margarita y plataforma venezolana. Al mismo tiempo, comienza la etapa “rift” intraplaca descrita por YSACCIS (1997), en un dominio retroarco (OSTOS, 1990) (ver 3.2.2) y comienzan a generarse las cuencas intracaribe (episuturales) al norte de Venezuela, entre las cuales están Golfo Triste y Granada. PALEOCENO TARDÍO (55 M.a) 20 º ANTILLAS MAYORES Placa del Caribe Protocaribe CUENCA GRANADA RIDGE BEATA 10 º I. de Margarita Placa Suramérica 90º 80º 70º 60º FIGURA 3.4. Paleogeografía de la región Caribe durante el Paleoceno Tomado de STEPHAN et al. (1990) En el Eoceno Medio el arco de las Antillas Mayores colisiona con la plataforma de las Bahamas, evento que no presenta una edad establecida y según OSTOS (1990) se ha atribuido por diversos autores al Eoceno Temprano, Eoceno Tardío e incluso al Cretácico – Paleoceno. Producto de la colisión, la placa caribeña cambia la dirección de movimiento hacia el este, comienza la transpresión en el occidente de Venezuela y se genera una rotación en sentido horario de los bloques transpresionales en la zona límite este y sur de la placa Caribe y norte de Sudamérica, relacionado con el fallamiento en sentido dextral de Oca - San Sebastián - El Pilar entre ambas placas (PINDELL et al., 1988; OSTOS, Jorham Contreras 27 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL 1990). Para este momento la isla de Margarita se encuentra emergida, representando parte del arco volcánico, al norte se desarrolla la cuenca La Blanquilla y al sur comienza originarse la subcuenca Cubagua (Figura 3.5). EOCENO MEDIO (45 M.a) RIDGE BEATA CUENCA GRANADA 1 2 3 Ma 1: Cuenca La Blanquilla 2: Subcuencas Margarita Sureste y Caracolito 3: Subcuenca Cubagua 10 º CUENCA DE MARACAIBO Placa Suramérica 80 º 70 º 60 º 0º FIGURA 3.5. Paleogeografía de la región Caribe durante el Eoceno Medio Tomado de YSACCIS (1997) En el Eoceno Tardío continua el emplazamiento de los terrenos transpresionales a lo largo del margen norte de Sudamérica (PINDELL et al., 1988; PINDELL & BARRETT, 1990; OSTOS, 1990; STEPHAN et al., 1990), el margen pasivo formado durante el Cretácico es transformado en un frente de corrimientos y cuencas antepaís asociadas (Figura 3.6), causando la migración del “foredeep” y desarrollo diacrónico en sentido oeste-este de depósitos tipo flysch adyacentes al margen (formaciones Matatere y Guárico). Durante el Eoceno Tardío - Oligoceno el frente de transpresión alcanza la región oriental de Venezuela, generándose un patrón regresivo a lo largo del margen norte de Sudamérica. La falla Margarita divide la cuenca la Blanquilla y comienza la paleofosa Cariaco y se acentúan los rasgos estructurales de extensión paleógena dentro de la placa Caribe (YSACCIS, 1997) . Jorham Contreras 28 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL EOCENO TARDÍO (37 M.a) RIDGE BEATA 1: Cuenca La Blanquilla 2: Subcuencas Margarita CUENCA GRANADA 1 3 Ma Sureste y Caracolito 3: Subcuenca Cubagua 2 10 º CUENCA ORIENTAL Placa Suramérica 80 º 70 º 60 º 0º FIGURA 3.6. Paleogeografía de la región Caribe durante el Eoceno Tardío Tomado de YSACCIS (1997) Para el Oligoceno Tardío el frente de deformación caribeño alcanza la Península Araya-Paria (Figura 3.7), posteriormente a Trinidad y el fallamiento dextral a lo largo del borde norte de Sudamérica (Boconó - San Sebastián - El Pilar) genera las cuencas “pull-apart” de Falcón, Bonaire y la Baja Guajira al noroeste de Venezuela (OSTOS, 1990). En una etapa cercana al comienzo del Mioceno, el interior de la placa Caribe, está dominado por una fase transpresiva, en la cual ocurre la inversión de estructuras extensionales preexistentes, tales como fallas normales en las cuencas La Blanquilla y Caracolito (YSACCIS, 1997). Posteriormente, durante el Mioceno Temprano – Medio? ocurre en la región sur de la cuenca Tuy-Cariaco, el emplazamiento de bloques ígneo-metamórficos en la cuenca antepaís, lo cual puede ser contemporáneo con el inicio del “foredeep” de Maturín (DI CROCE, 1995) y la deformación de la Serranía del Interior (CHEVALIER et. al., 1995 en YSACCIS, 1997). Jorham Contreras 29 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL OLIGOCENO TARDÍO (25 M.a) CUENCA GRANADA 1: Cuenca La Blanquilla 2: Subcuencas Margarita Sureste RIDGE BEATA 1 Ma y Caracolito 3: Subcuenca Cubagua 2 3 10 º CUENCA ORIENTAL Placa Suramérica 80º 70º 0º 60º FIGURA 3.7. Paleogeografía de la región Caribe durante el Oligoceno Tardío Tomado de YSACCIS (1997) Durante el Mioceno Medio - Tardío ocurre el emplazamiento de las secuencias eocenas en la isla de Margarita, tal como señala SPEED (1976, 1985) y PINDELL et al., (1990), resultado de la posible colisión entre la isla de Margarita y la región norte de la placa Sudamericana en el Neógeno tardío, al mismo tiempo que en la cuenca Tuy-Cariaco se desarrolla un régimen transtensivo. En el interior de la placa Caribe las cuencas son rellenadas por sedimentos de ambientes nerítico a batial (YSACCIS, 1997), en un marco tectónico relativamente estable. CUENCA GRANADA 4 MIOCENO MEDIO (12 M.a) 1 2 3 10 º 1: Cuenca La Blanquilla Este y Oeste 2: Subcuencas Margarita Sureste y Caracolito 3: Subcuenca Cubagua 4: Subcuenca Tuy-Cariaco Norte 5: Fosa de Cariaco 80 º 70 º 0º 60 º FIGURA 3.8. Pelogeografía de la región Caribe durante el Mioceno Medio Tomado de YSACCIS (1997) Jorham Contreras 30 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL Del Mioceno Tardío al Reciente continua el movimiento relativo de la placa Caribe hacia el este y de los terrenos transpresionales, la configuración de la región costafuera de Venezuela y del límite entre ambas placas alcanzó la distribución geológica actual. El cinturón deformado Surcaribe continúa activo evidenciado por la deformación de los sedimentos neógenos; las fallas de Boconó, Santa Marta y San Sebastián también continúan activas. De igual manera están completamente formadas la Serranía del Interior, Sistema de Cordillera de la Costa, Península Araya-Paria y las cuencas costafuera de Venezuela. 90º 80º 70º 60º Cuba 20º Rep. Dominicana 10º Antefosas LEYENDA 1: Cretácico Tardío; 2: Paleoceno; 3: Eoceno; 4: Oligoceno; 5: Mioceno Tardío FIGURA 3.9. Evolución geodinámica de la placa del Caribe Tomado de LUGO & MANN (1995) Jorham Contreras 31 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL 3.2 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL DE LAS CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO La evolución de las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco en la región costafuera de Venezuela, comienza con el origen de la cuenca de Granada durante el Paleoceno en el dominio retroarco de las Antillas Mayores (OSTOS, 1990), ubicado para este momento al norte del extremo noroeste de Sudamérica. El emplazamiento y sobrecorrimiento de porciones del arco volcánico y del microcontinente definido por OSTOS (op cit.), genera la isla de Margarita al suroeste de la cuenca Granada. Las cuencas en la región costafuera de Venezuela están controladas por la evolución del sistema Caribe particularmente en el límite Caribe-Suramérica, en donde se pueden distinguir varias etapas y regímenes estructurales, los cuales YSACCIS (1997) divide en cuatro fases de evolución tectónica que rigen el origen de las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco. 3.2.1 Rasgos Estructurales La región central costafuera de Venezuela está dominada por tres cuencas principales: La Blanquilla, Tuy-Cariaco y Carúpano, cada una subdividida en varias provincias o subcuencas y con límites bien definidos (Figura 3.10). Cuenca La Blanquilla Presenta orientación suroeste-noreste, limitada al norte por el alto de la Blanquilla que se prolonga hacia el noreste, al suroeste por el alto de La Tortuga y al sureste por la plataforma Margarita - Los Testigos que la separa de la cuenca Carúpano. Hacia la región noreste continua hacia la cuenca de Granada. La cuenca La Blanquilla comenzó a generarse a partir del Eoceno Temprano – Medio en sentido este-oeste, caracterizándose por un semigraben Jorham Contreras 32 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL conectado desde este momento con la cuenca paleocena de Granada (OSTOS, 1990). En el Eoceno Tardío la falla dextral de Margarita con orientación noroeste divide la cuenca La Blanquilla en dos segmentos: La Blanquilla Este y La Blanquilla Oeste (Figura 3.12). Cuenca Tuy-Cariaco Presenta una orientación suroeste-noreste, limitada al norte por la falla dextral de Margarita y el alto La Tortuga que la separa de la cuenca La Blanquilla, al sur por la cadena montañosa del norte de Venezuela, al oeste por el alto de la plataforma de La Guaira y al este por la Península Araya-Paria, las islas de Margarita, Coche, Cubagua y los altos que la separan de la cuenca Carúpano. Es una cuenca transtensional neógena que ha sido subdividida en cuatro subcuencas o provincias estructurales (YSACCIS, 1997), limitadas tal como se describe a continuación: La subcuenca Tuy-Cariaco Norte limita al sur con el sistema de falla transtensional neógeno Coche - La Tortuga, y al norte, este y oeste por los límites de la cuenca principal descritos con anterioridad. La subcuenca Cubagua está limitada por el fallamiento transcurrente neógeno sinestral de Charagato, que genera una subcuenca “pull-apart” local en la parte este de la cuenca Tuy-Cariaco, al oeste de la isla de Coche. Sin embargo, esta cuenca presenta un relleno sedimentario de edad Eoceno, lo cual sugiere que está asociada a una etapa de régimen extensional previo al régimen transtensivo neógeno. La fosa de Cariaco es una cuenca neógena transtensional vinculada a las fallas dextrales San Sebastián - El Pilar. La ensenada de Barcelona es una cuenca transtensional menor, enmarcada por la línea de costa venezolana al sur y al norte por la fosa Cariaco. Jorham Contreras 33 Jorham Contreras ESTRATIGRAFÍA REGIONAL 34 FIGURA 3.10. Ubicación de las cuencas sedimentarias en la región costafuera de Venezuela Tomado de YSACCIS et al. (2000) GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL 3.2.2 Evolución Tectónica Al norte de la placa Sudamericana se han originado cuencas bajo dos tipos de regímenes tectónicos muy diferentes. En primer lugar las cuencas desarrolladas bajo un margen tectónico pasivo, en las etapas de separación entre Sudamérica y Norteamérica, denominadas por OSTOS (1990) como cuencas tipo Atlántico, de tipo extensional. El movimiento relativo de la placa Caribe hacia el este, fue consumiendo el piso oceánico pre-mesozoico y emplazando parte de estas secuencias en el borde continental de Sudamérica, generando una etapa de margen activo, en la cual se generan cuencas antepaís sobreimpuestas a la secuencia de margen pasivo, de las cuales se conservan en subsuelo claras evidencias. El otro tipo de cuencas son de tipo transtensionales y se desarrollan en el interior de la placa Caribe desde el momento en que ésta se encontraba mucho más al oeste, las cuales han ido migrando progresivamente hasta su ubicación actual, tal como es el caso de La Blanquilla y subcuenca Cubagua en Tuy-Cariaco. El origen, características y evolución estructural, así como el relleno sedimentario han sido controlados por cambios en los regímenes tectónicos y geodinámicos de la región Caribe, los cuales han sido divididos por YSACCIS (1997) en cuatro fases principales a partir del Eoceno. Régimen “rift” Eoceno - Mioceno Temprano. Régimen de inversión Oligoceno - Mioceno Medio. Episodio de relleno en el Mioceno Medio. Fase transtensional del Mioceno Medio - Tardío al Reciente. Régimen “rift” Eoceno - Mioceno Temprano La extensión paleógena genera semigrabenes inclinados hacia el noroeste, comienza aproximadamente durante el Eoceno Temprano (≈55 M.a.), finaliza en la región oeste de la placa Caribe durante el Oligoceno y, posteriormente, durante el Jorham Contreras 35 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL Mioceno Temprano en la región este, cercana al arco de islas de las Antillas Menores. Para el Paleoceno, la placa Caribe se encuentra en la región noroeste de Sudamérica y el proceso de colisión está comenzando. En la cuenca de Carúpano se han registrado depósitos de edad Eoceno Temprano (FURRER, 1984 en YSACCIS, 1997), que se asocian a una etapa de extensión pre-eocena. Estas estructuras extensionales presentan una orientación noreste, paralelas a subparalelas a la plataforma Margarita – Los Testigos, y representa un “horst” durante esta etapa, tal como se observa en la figura 3.11. N MAR CARIBE Cuenca La Blanquilla s igo est T os –L rita rga a aM rm Subcuenca o f a t Caracolito Pla Barcelona FIGURA 3.11. Sistemas de fallas de edad Eoceno Temprano en la zona costafuera de Venezuela Tomado de YSACCIS (1997). Las cuencas Blanquilla Oeste y Este estuvieron unidas hasta el Eoceno Tardío, cuando se origina la falla Margarita de orientación noroeste, probablemente transformante en sus etapas iniciales, separando el semigraben en dos segmentos (Figura 3.12). En La Blanquilla Oeste se registra mayor actividad durante este período, generándose fallas y rampas extensionales buzando al norte. Para este momento la placa Caribe genera el emplazamiento de terrenos transpresionales al noroeste de Sudamérica. Jorham Contreras 36 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL En la zona de la actual cuenca Tuy-Cariaco, GODDARD (1986) sugiere una compresión local durante el Eoceno Medio, asociada al marco transpresional en la parte sur de la placa del Caribe. De manera similar, BLANCO & GIRALDO (1992) sugieren una etapa compresiva Paleoceno – Eoceno Medio, la cual está evidenciada por la ausencia de sedimentos paleógenos en la mayor parte de la cuenca Tuy-Cariaco, con la excepción de la subcuenca Cubagua, donde se ha perforado una secuencia de edad Eoceno de ambiente marino profundo que ha sido correlacionada con los sedimentos del flysch eoceno de la isla de Margarita, y que se encuentra por debajo de depósitos continentales asignados por posición estratigráfica al Oligoceno (EVANS, 1982a). Posteriormente, durante el Eoceno Tardío - Mioceno Temprano se generan estructuras con dos orientaciones preferenciales, ONO-ESE y OSO-ENE presentes en la cuenca La Blanquilla y al sur de la isla de Margarita. Ambas orientaciones representan fallas normales, en donde la primera se caracteriza por buzamiento hacia el norte, asociadas a la falla de Margarita más antigua y la segunda orientación paralelas al alto Margarita – Los Testigos. Ambas generan estructuras predominantemente de semigraben tal como se puede observar en la figura 3.12. N MAR CARIBE Fa lla La Blanquilla Oeste de La Blanquilla Este M ar ga rit a taf Pla rita rga a aM orm s igo est T os –L Subcuenca Caracolito Paleofosa de Cariaco Barcelona FIGURA 3.12. Sistemas de fallas de edad Eoceno Tardío - Oligoceno en la zona costafuera de Venezuela. Tomado de YSACCIS (1997). Jorham Contreras 37 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL Inversión Transpresiva Oligoceno – Mioceno Medio Tuvo lugar principalmente en la región este de la región Caribe, cercana al arco volcánico de las Antillas Menores, que para este momento se encontraba interactuando con la región oriental de Venezuela (Figura 3.6). Esta fase está caracterizada por la inversión de estructuras extensionales previas, tal como las observadas en la subcuenca Caracolito, ubicada al sureste de la cuenca La Blanquilla (Figura 3.11). YSACCIS (1997) sugiere que en la cuenca La Blanquilla esta fase transpresiva actúo en menor grado y comenzó después, durante el Mioceno Medio, en donde se generó fallamiento inverso noreste con vergencia al norte. Es importante mencionar que esta fase es de carácter local predominantemente al sur, y que al norte de la plataforma Margarita-Los Testigos durante el Oligoceno – Mioceno Temprano predomina el régimen extensivo, mientras que al sur de dicho alto domina el régimen transpresivo, controlado por la convergencia oblicua entre la placa Caribe y Suramérica. En la cuenca La Blanquilla, específicamente en el área de Blanquilla Oeste, durante el Mioceno Medio - Tardío se desarrollaron plegamientos con orientación OSO-ENE, los cuales presentan una superficie de despegue muy cercana a la base del Eoceno y estuvieron conectados con el movimiento dextral de la falla Margarita (Figura 4.5). De manera similar, en la Blanquilla Este, al norte de la isla de Margarita, se observan pliegues anticlinales con marcada erosión en la secuencia Mioceno Medio – Tardío?. En base a estas y otras evidencias se puede aseverar que en general, la cuenca La Blanquilla durante el Mioceno Medio estuvo caracterizada por transpresión ONO, y que la mayor actividad compresional en esta cuenca estuvo restringida al Mioceno Medio - Tardío. En la cuenca Tuy-Cariaco esta fase transpresiva actuó en menor grado que en la cuenca La Blanquilla. Sin embargo, existe un dominio de un régimen geológico transpresivo con orientación ONO-ESE, el cual afectó con mayor Jorham Contreras 38 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL intensidad la región sur de la cuenca Tuy-Cariaco (subcuenca Ensenada de Barcelona). Adicionalmente, durante el Mioceno Medio, al sur de la Ensenada de Barcelona, ocurre el emplazamiento de un bloque o terreno ígneo-metamórfico en la cuenca antepaís, que puede ser contemporáneo con el inicio del “foredeep” en Maturín (DI CROCE, 1995) y con la deformación de la Serranía del Interior (CHEVALIER et al., 1995 en YSACCIS, 1997). En la subcuenca Tuy-Cariaco Norte, los pozos MTC-1X y MTC-4X muestran contactos discordantes entre la secuencia de edad Eoceno y los depósitos terciarios más jóvenes suprayacentes, lo cual sugiere un período de erosión posteoceno, que podría indicar el levantamiento y exposición de esta secuencia por efecto de la actividad tectónica en el norte de Venezuela (EVANS, 1982a). Adicionalmente, en la zona sur de la cuenca Tuy-Cariaco, posiblemente ocurrió una extensión local, contraria al régimen transpresivo regional, asociada a las etapas iniciales de la paleofosa de Cariaco, en donde los datos sísmicos indican posibles unidades delgadas de edad Oligoceno - Mioceno Temprano (Figura 4.8). Fase de relleno en el Mioceno Medio Esta etapa está caracterizada por muy poca actividad tectónica en algunas áreas, mayormente hacia la cuenca Carúpano (al este de la cuenca La Blanquilla). Los sedimentos que rellenan estas áreas son de ambiente batial y FURRER (1984 en YSACCIS, 1997) sugiere que la máxima profundidad de las aguas se alcanzó en esta fase. Para YSACCIS (1997), esto puede estar asociado con la evolución del sistema convergente al sur, generándose una cuenca retroarco, en donde el arco está representado en Margarita – Los Testigos y el prisma de acreción e imbricación por la Serranía del Interior. Para este momento el régimen transpresivo surcaribeño actúa en la región de Araya-Paria, muy próximo a la isla de Trinidad. Jorham Contreras 39 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL En la cuenca La Blanquilla se generan depósitos de ambiente batial a nerítico medio, con espesores poco significativos. En la cuenca Tuy-Cariaco este régimen de relleno y subsidencia durante el Mioceno Medio se reconoce en la subcuenca Tuy-Cariaco Norte por los sedimentos de edad Mioceno Medio. No se presentan otras evidencias claras de esta etapa, lo que lleva a considerar que estos episodios de relleno son muy locales y restringidos dentro del marco compresivo general del Mioceno Medio mencionado con anterioridad. La actividad tectónica no es muy significativa y obedece al paso lento y constante hacia el este, de la placa Caribe con respecto a Sudamérica. Fase transtensional del Mioceno Tardío al Reciente Esta fase se distingue únicamente en la región este del Caribe, y está prácticamente restringida a la cuenca Tuy-Cariaco. Se caracteriza por la predominancia de fallas transcurrentes con orientación este-oeste y fallas normales de orientación ONO. Este patrón estructural sugiere un cambio en las condiciones dinámicas de transpresión durante el Mioceno Medio, las cuales estuvieron orientadas ONO-ESE (YSACCIS, 1997). Las estructuras regionales que controlan esta fase son los sistemas San Sebastián – El Pilar, Margarita-Coche-La Tortuga, Coche-Costa Norte y El Pilar / Casanay-Aguas Calientes, los cuales generan la cuenca “pull-apart” de la Fosa Cariaco y generan rasgos transtensionales que acentúan las subcuencas de Cubagua y subcuenca Tuy-Cariaco Norte. En la cuenca Tuy-Cariaco, el sistema de fallas Coche - La Tortuga es transtensivo (con el flanco norte deprimido), presenta una orientación noroestesureste en la parte oeste y este-oeste hacia la parte este. Este sistema, en conjunto con la falla de Margarita, genera hacia el norte de la cuenca Tuy-Cariaco una fase de régimen transtensivo, que para el Plio-Pleistoceno limitan la subcuenca “pull-apart” Tuy-Cariaco Norte (YSACCIS, 1997). Jorham Contreras 40 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL La falla de Margarita presenta orientación noroeste con desplazamiento dextral. En la zona cercana a la Isla de Margarita presenta un cambio de dirección este-oeste, similar al sistema Tortuga-Coche. Esta falla estuvo activa durante el Plio-Pleistoceno. Sin embargo, no se descarta actividad durante el Paleógeno tardío - Mioceno y se considera responsable de la separación de la cuenca La Blanquilla en la fase final del Eoceno Tardío y comienzos del Oligoceno. Hacia el norte de la Isla Cubagua, se observa una falla transcurrente sinestral, la cual está localizada entre y de manera paralela a las fallas dextrales de Margarita y la Tortuga-Coche. Esta falla sinestral ha sido llamada Falla Charagato interpretada como resultado de diferentes tasas de desplazamiento entre los grandes sistemas paralelos dextrales mencionados anteriormente, con mayor desplazamiento en el sistema de Coche – La Tortuga. Al norte, Tuy-Cariaco, La Blanquilla y áreas circundantes son sometidas a un marco transpresivo durante el Mioceno Temprano - Medio, el cual genera el plegamiento de los depósitos sedimentarios previos y emplazamiento de secuencias eocenas y cretácicas sobre la isla de Margarita, lo cual según SPEED (1985) y PINDELL & BARRETT (1990) ocurre a comienzos del Neógeno y finaliza antes de la sedimentación de la Formación Cubagua de edad Mio-Plioceno. Del Mioceno Tardío al Reciente la región caribeña está controlada por un movimiento en dirección y sentido oeste-este, de tectónica transcurrente dextral caracterizado por distensión-partición (strain-partitioning). Este régimen está caracterizado por un dominio transtensional al norte de las costas venezolanas, controlado por los sistemas de fallas transcurrentes dextrales con dirección esteoeste y fallas normales con dirección ONO. Al sur de las costas venezolanas, en el interior de la placa Suramericana, existe un dominio transpresional que origina el cinturón deformado de la Serranía del Interior y estructuras antepaís asociadas. Jorham Contreras 41 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL 3.3 EVOLUCIÓN ESTRUCTURAL DE LA ISLA DE MARGARITA El origen de la isla de Margarita ha sido planteado por diversos autores (PINDELL & DEWEY, 1982; PINDELL et al., 1988, CHEVALIER, 1987; PINDELL & BARRETT, 1990), quienes mantienen que las rocas ígneo-metamórficas que la componen han evolucionado desde el Jurásico Tardío junto con el límite sur de la placa Caribe cuando se encontraba en la zona noroeste de la placa Sudamérica. Como resultado del movimiento relativo de la placa Caribe hacia el este, han ocurrido variedad de procesos y regímenes que han determinado la configuración geológica actual, así como la ubicación y características de los altos estructurales. 3.3.1 Origen y composición del basamento El origen de la isla de Margarita y el núcleo ígneo-metamórfico que representa actualmente el basamento está ligado al movimiento relativo de la placa Caribe hacia el este, el cual ha sido discutido por diversos autores (PINDELL & DEWEY, 1982; CHEVALIER, 1987; PINDELL et al., 1988; PINDELL & BARRETT, 1990) quienes postulan una evolución tectónica y geodinámica compleja desde el Jurasico al Reciente. En el contexto general del origen de las islas caribeñas y los bloques metamórficos al norte de Sudamérica, PINDELL et al., (1988) plantea que en la zona costafuera al norte de Sudamérica se encuentran una serie de bloques alóctonos metamorfizados con afinidad de arco oceánico, tal como Siquisique, Santa Ana, Villa de Cura, Oeste de Araya, Margarita y Tobago (CASE & MACDONALD, 1973; MARTÍN-BELLIZIA & DE AROZENA, 1972; MARESCH, 1974, cit. OSTOS, 1990). El metamorfismo de esos cuerpos probablemente ocurrió en el Pacífico durante el Cretácico (Aptiense - Cenomaniense), en la etapa en que la polaridad de subducción del protoarco de Las Antillas Mayores se revierte de suroeste a noreste (OSTOS, 1990; PINDELL & BARRETT, 1990). Ellos fueron emplazados posteriormente hacia el sur, principalmente sobre sedimentos de plataforma jurásicos – cretácicos. Jorham Contreras 42 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL OSTOS (1990), distingue seis bloques alóctonos de origen JurásicoCretácico que fueron evolucionando progresivamente con el margen norte de Sudamérica. Los bloques de Sebastopol, ofiolita de Loma de Hierro, arco de Tiara, el Cinturón Villa de Cura, Romeral y Siquisique fueron metamorfizados a partir del Albiense tardío - Cenomaniense (en concordancia con PINDELL & BARRETT, 1990) y emplazados en dirección oeste-este a partir del Paleoceno en la región noroeste de Sudamérica, posterior a la sedimentación en el Albiense tardío de las formaciones las Mercedes y Tacagua, las cuales fueron igualmente metamorfizadas. El emplazamiento de estos bloques alóctonos metamórficos dieron origen a la Cordillera de la Costa, el Grupo Villa de Cura y en parte a la Serranía del Interior. En la Cordillera de La Costa de Venezuela, los sedimentos del Grupo Caracas (Mesozoico) fueron subsecuentemente levantados entre las fallas La Victoria y San Sebastián (SCHUBERT, 1988 en Ostos, 1990), y separan a Villa de Cura de la corteza Caribe y otros cuerpos oceánicos a lo largo de la costa. Según ERLICH & BARRETT (1989), PINDELL, et al. (1988), entre otros, el origen de la isla de Margarita está estrechamente relacionado con la Cordillera de la Costa, evidenciado por la semejanzas en las rocas metamórficas, metasedimentarias y metavolcánicas de ambas regiones. SPEED (1985) señala a partir de los estudios gravimétricos, podría interpretarse la isla de Margarita como una extensión al suroeste del arco de las Antillas Menores. Específicamente en la isla de Margarita, MARESCH (1975, en YSACCIS, 1997) sugiere que el basamento de la isla de Margarita está constituido de base a tope por: Grupo La Rinconada, compuesto por rocas volcano-sedimentarias de probable edad Jurásico, por encima el Grupo Juan Griego constituido por metamórficas cuarzo-feldespáticas del Cretácico Temprano y finalmente, la Formación Los Robles unidad volcano-sedimentaria de edad Cretáceo Tardío. Jorham Contreras 43 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL CHEVALIER (1987), sugiere que el Grupo La Rinconada está compuesto por rocas de corteza oceánica de edad Cretácico Temprano (asociadas al magmatismo del frente de las Antillas Menores) y el Grupo Juan Griego formado por rocas de corteza continental metamórfica paleozoica, los cuales aparentemente están en contacto estructural a través de un despegue milonítico generado durante el Cretácico Tardío. Ambos grupos están constituidos por rocas que fueron transportadas desde el oeste durante el movimiento relativo de la placa Caribe, acrecionando bloques alóctonos y ofiolitas de la corteza pre-mesozoica consumida durante el movimiento. YSACCIS (1997) en concordancia con CHEVALIER (op cit.) mantiene que la Formación Los Frailes y el Grupo Los Robles están asociados a eventos de magmatismo y desarrollo del arco volcánico en el Cretácico Tardío. En conclusión, el basamento de la isla de Margarita está constituido por rocas ígneo-metamórficas de edad Jurásico-Cretácico, alóctonas y parautóctonas, relacionadas con la Cordillera de la Costa, que han sido transportadas en sentido oeste-este durante el movimiento de la placa del Caribe, las cuales se encuentran mezcladas con secuencias ofiolíticas pertenecientes al basamento pre-mesozoico del protocaribe. 3.3.2 Rasgos estructurales Las rocas sedimentarias de la isla de Margarita están constituidas por depósitos turbidíticos eocenos, denominados Formación Pampatar y Grupo Punta Carnero, los cuales representan el objetivo principal del estudio geológico. La ausencia del Paleoceno se atribuye a un período de aplanamiento y erosión sobre el basamento ígneo-metamórfico de la isla de Margarita, aunado a que en las cuencas caribeñas adyacentes (La Blanquilla y Tuy-Cariaco) no se han datados sedimentos de esta edad. Suprayacente se observan los depósitos mio-pliocenos de la Formación Cubagua y pleistocenos de las formaciones El Manglillo y Coche. Jorham Contreras 44 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL El Grupo Punta Carnero está caracterizado en la parte basal por capas con alto buzamiento hacia el sur (85º-90º), que decrece hacia el tope de la sección (30-60º), las cuales localmente cambian de orientación y se atribuye a deformación estructural postdepositacional. MUÑOZ (1973) plantea un posible sobrecorrimiento de sur a norte en la sección El Dátil, aunque debido a la litología predominantemente lutítica, estas evidencias no son tan claras en superficie para aseverar dicho patrón de corrimiento. En la sección costera de Punta Mosquito (sector la Isleta), se observan las mayores evidencias de deformación tectónica, entre las cuales se distinguen fallas inversas por efecto de esfuerzos compresivos, fallas normales por reajuste gravitacional en las zonas plegadas en conjunto con patrones de diaclasas. Las evidencias de plegamiento demuestran de manera similar un alto grado de deformación, destacándose un anticlinal con rumbo aproximado N 35 E volcado hacia el norte, asociado a otros pliegues anticlinales y sinclinales de menor escala. La Formación Pampatar aflora en un gran sinclinal de orientación aproximada N 70 E, asimétrico con mayor buzamiento en el flanco norte. Al norte se distinguen estructuras compresivas de fallamiento inverso, y otras menos relevantes ubicadas al sur, las cuales presentan una orientación aproximada ENEOSO y reflejan la dirección perpendicular de los esfuerzos compresivos en la cuenca a partir del Eoceno. Las evidencias observadas reflejan el marco compresivo o transpresional Oligoceno - Mioceno Medio de acuerdo con YSACCIS (1997), o posterior a la sedimentación de la secuencia eocena según MUÑOZ (1973), el cual causó el plegamiento, fallamiento y posibles corrimientos con vergencia hacia al norte, producto un empuje mayor desde el sur (MUÑOZ, 1973), posiblemente durante el Mioceno. SPEED (1976), PINDELL & BARRETT (1990), entre otros, mantienen que la actual región de la isla de Margarita estuvo envuelta en un proceso de colisión Jorham Contreras 45 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL oblicua contra la placa Sudamericana a partir del Neógeno, y como resultado de este procesos se produjo el emplazamiento tectónico de sucesiones eocenas y cretácicas en su actual posición. La fase de emplazamiento y deformación terminó antes del Mioceno Medio terminal, evidenciado por la sedimentación de las Formación Cubagua de edad Mioceno-Plioceno, subhorizontal por encima de la secuencia eocena, la cual presenta muy pocas evidencias de deformación (CASAS & MORENO, 1986). Jorham Contreras 46 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL 4. ESTRATIGRAFIA REGIONAL 4.1 Generalidades La secuencia estratigráfica de la región norcentral costafuera de Venezuela está constituida por rocas de edades Eoceno al Reciente, que descansan sobre un basamento ígneo-metamórfico Jurásico-Cretácico, constituido por rocas alóctonas y parautóctonas, de piso oceánico, porciones de corteza continental y volcánicas, altamente deformadas, metamorfizadas y en parte obductadas, que generan los pilares tectónicos que conforman las islas caribeñas y parte del cinturón montañoso al norte de Sudamérica. Particularmente, la secuencia sedimentaria que aflora en la isla de Margarita está constituida por rocas que van desde el Eoceno al Reciente, las cuales descansan sobre un basamento ígneo-metamórfico que presenta afinidad con las rocas que conforman la Cordillera de la Costa. La isla de Cubagua presenta una cobertura sedimentaria de rocas más jóvenes, de edad Mioceno al Reciente, que de igual manera descansa sobre el basamento. La secuencia eocena de la isla de Margarita, ha sido agrupada en dos unidades litoestratigráficas: el Grupo Punta Carnero y la Formación Pampatar, ambas depositadas en ambiente marino profundo con características turbidíticas, compuestas por alternancias de areniscas, limolitas y lutitas con intervalos conglomeráticos basales “wild flysch”. La Formación Cubagua depositada en ambiente de plataforma a batial durante el Mio-Plioceno, descansa discordantemente sobre los depósitos turbidíticos y está cubierta por las formaciones El Manglillo y Coche de edad Pleistoceno, de ambientes marino somero y continental, respectivamente. En el subsuelo, en las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco, la secuencia sedimentaria está conformada por depósitos del Eoceno al Reciente, de ambientes batiales que se hacen más someros hacia el tope, donde se observan mayormente depósitos de plataforma y nerítico interno. Jorham Contreras 47 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL 4.2 ISLA DE MARGARITA La isla de Margarita se encuentra ubicada a 23 Km de la costa nororiental de Venezuela, entre las coordenadas 63º30’ y 64º30’ latitud oeste, 10º30’ y 11º30’ latitud norte, con una superficie de 934 km2. Está conformada por las penínsulas Macanao y Paraguachoa, constituidas por un núcleo ígneo-metamórfico que representa los mayores altos topográficos y unidas por el istmo La Restinga. Alrededor de los mismos se observa la cobertura sedimentaria, mayormente del Cuaternario, que decrece en espesor hasta el nivel del mar. Se distingue hacia la parte sur y sureste la secuencia terciaria (Eoceno) que alcanza un espesor de 1.500 m y conforma cerros de hasta 80 m de altitud. Los afloramientos estudiados de la secuencia eocena cubren un área total alrededor de 100 Km2 y están ubicados, al este, en la región de Pampatar, y al sureste, en las localidades de Las Bermúdez – El Manglillo y Punta Mosquito (Figura 4.1). El estudio de estos depósitos representa el objetivo principal de este trabajo, los cuales fueron correlacionados con los depósitos de subsuelo en las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco. PAMPATAR LAS BERMÚDEZ – EL MANGLILLO PUNTA MOSQUITO FIGURA 4.1. Mapa geológico de la isla de Margarita. Tomado de CHEVALIER (1987) Jorham Contreras 48 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL 4.2.1 BASAMENTO Y ESTRATIGRAFÍA DEL CRETÁCICO La descripción de la secuencia cretácica y los depósitos sedimentarios eocenos y mio-pliocenos en la isla de Margarita, se realizó a partir del CIEN (2002), Léxico Estratigráfico Electrónico de Venezuela. 4.2.1.1 Grupo Juan Griego Jurásico – Cretácico (Barremiense-Aptiense) Consideraciones históricas: HESS & MAXWELL (1949) introdujeron este nombre para designar a un conjunto de rocas metamórficas de origen ígneo y sedimentario, expuestas en la región septentrional y occidental de la isla de Margarita, distinguiendo centro del grupo, una división cuarzosa inferior y una división de las rocas verdes, superior. JAM & MÉNDEZ (1962), separaron en forma definitiva las dos divisiones de HESS & MAXWELL (op cit.); denominaron Grupo de los Esquistos Verdes a la unidad inferior, y restringieron el término Juan Griego, a la división cuarzosa de los autores anteriores. GONZÁLEZ DE JUANA (1968) indicó que este cambio está basado en el distinto origen de las rocas, ígneo para las rocas verdes y sedimentario clástico para el Grupo Juan Griego. VIGNALI (1979) propone una subdivisión diferente del Grupo Juan Griego. Según este autor, está constituido por una unidad feldespática basal y una unidad no feldespática en la parte superior. CHEVALIER (1987) divide el grupo en cuatro unidades, e incluye dentro del mismo, como unidad superior, a los Mármoles de El Piache, considerado por los autores anteriores como integrante del Grupo Los Robles. Jorham Contreras 49 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL Localidad tipo: En el sector oriental de la isla de Margarita, donde se encuentra la localidad tipo, los afloramientos forman una faja irregular que se extiende desde los accesos occidentales de La Asunción, por el este, hasta el cerro La Guardia y Punta María Libre, al sur de Juan Griego, por el oeste, y limitando al sur con el macizo de El Copey. El grupo aflora también en los cerros de Tetas de María Guevara, al sur de La Restinga, y en Macanao, donde abarca la mayor parte de la zona montañosa de la península. Descripción Litológica: El Grupo Juan Griego está constituido por rocas de origen sedimentario metamorfizadas a la facies de los esquistos verdes. Los principales litotipos que lo integran, son gneises cuarcíticos, gneises y esquistos, cuarzo-feldespáticos, esquistos cuarzo-micáceos, esquistos grafitosos, esquistos granatíferos y cuarcitas. JAM & MENDEZ (1962) mencionan además, litotipos de menor representación, tales como esquistos clorítico-epidóticos y conglomerados, y CHEVALIER (1987) señala la presencia de anfibolitas. Modernamente se incluye en el tope del grupo, a los Mármoles Masivos de El Piache. La secuencia presenta una estructuración compleja; ha sido subdividida en unidades, proponiéndose diversas secuencias estratigráficas: TAYLOR (1960) dividió al Grupo Juan Griego en tres unidades: 1) un intervalo basal o de esquistos cloríticos, que consideró concordante sobre las Anfibolitas de Paraguachí, constituido esencialmente, por esquistos cloríticos con alto contenido de clorita (> 20%) y menor cantidad de muscovita, granates, cuarzo y albita; 2) una unidad feldespática intermedia, constituida por gneises y micaesquistos, cuarzo feldespáticos, y algunos lentes de mármol bandeado; y 3) una unidad superior integrada por esquistos grafitosos, con intercalaciones de esquistos micáceos y con capas de cuarcitas impuras. VIGNALI (1979) y CHEVALIER (1987) no reconocen la unidad basal de esquistos cloríticos. Jorham Contreras 50 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL En la península de Paraguachoa, CHEVALIER (1987) divide al Grupo Juan Griego en cuatro unidades. La unidad basal, cuarzo feldespática, contiene anfibolitas asociadas, derivadas posiblemente de lavas básicas y tobas. Sigue hacia arriba una unidad mica-esquistosa carbonatada, con mármoles en capas delgadas. Este intervalo está cubierto por esquistos grafitosos con intercalaciones de esquistos micáceos y de cuarcitas en la base. La unidad superior, es la Formación El Piache, constituida por mármoles masivos. La estratigrafía del grupo en la Península de Macanao sería similar, excepto por la ausencia de la unidad superior Espesor: No se han medido ni estimado espesores del grupo; TAYLOR (1960) estima un espesor de 1.200 m para su unidad feldespática y de 500 m para la unidad de esquistos grafitosos. Sin embargo, considerando el carácter litodémico de esta secuencia, es posible que estas cifras no correspondan a verdaderos espesores de sedimentación. Contactos: JAM & MENDEZ (1962), GONZÁLEZ DE JUANA (1968) y MARESCH (1973), consideran que el grupo yace sobre rocas volcánicas del Grupo La Rinconada, que TAYLOR (1960) postuló como contacto transicional. Para VIGNALI (1979), las rocas del Grupo La Rinconada están intercaladas dentro de la sección. CHEVALIER (1987) señala que la Formación El Piache, unidad del tope del grupo, está cubierta discordantemente por la Formación Los Robles o sobrecorrida por el Complejo meta-ofiolítico de Paraguachí. Edad: La unidad se asigna al Jurásico-Cretáceo Temprano (BarremienseAptiense), por correlación regional. Es equivalente a la Formación Manicuare, de la Península de Araya, y probablemente al Grupo Caracas. Paleoambientes: La sección fue depositada en ambiente de plataforma del paleomargen continental de Sudamérica (CHEVALIER, 1987). Jorham Contreras 51 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL 4.2.1.2 Formación Los Robles Cretácico (Cenomaniense) Consideraciones históricas: Este nombre es publicado por primera vez en esta obra, para designar la unidad pelítica superior del antiguo Grupo Los Robles el cual quedó restringido a esta sola unidad, al excluir del mismo a la Formación El Piache. Como integrante del grupo, la secuencia había sido denominada Formación El Cauca (GONZÁLEZ DE JUANA et al., 1980), pero se prefiere el término Los Robles, por su mayor antigüedad y difusión. Localidad tipo: La formación está expuesta en el extremo sur y sureste de la Isla de Margarita, en los cerros y colinas ubicados entre las poblaciones de Porlamar, Atamo y Los Robles. Los mejores afloramientos se encuentran en la fila de El Cauca, al este de la carretera Porlamar-Guatamare. Descripción litológica: GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) distinguen dos secuencias dentro de la unidad. La secuencia inferior es pelítica, representada por filitas cuarzo-sericítico-cloríticas, que se van haciendo más calcáreas hacia el contacto con la Formación El Piache, infrayacente. La sección forma suelos de color verde-amarillento y pardo-rojizo, lo que la hace fácilmente distinguible de la secuencia superior, que meteoriza en color gris blanquecino a gris amarillento. Esta última está representada por esquistos cuarzo-micáceo-cloríticos, con plagioclasa, epídoto y sericita, y en menor proporción, por cuarcitas micáceoepidóticas y algunos metaconglomerados cuarzo-albíticos. Espesor: TAYLOR (1960) estimó un espesor mínimo de 2.000 m para el antiguo Grupo Los Robles. Considerando que el espesor de la Formación El Piache es reducido, el de la Formación Los Robles debe ser similar. Extensión geográfica: La unidad aflora también en el flanco occidental del cerro Matasiete, en el sector meridional de las Tetas de María Guevara y en la parte septentrional de la península de Macanao. Jorham Contreras 52 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL Contactos: La unidad sobreyace a la Formación El Piache en contacto transicional. En ausencia de esta unidad, se ha observado un contacto tectónico con el Grupo Juan Griego. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), indican que la parte superior de la formación, está cubierta por aluvión y sedimentos terciarios. Fósiles: La fauna encontrada en esta formación, se limita a escasos ejemplares de Hebergella sp. provenientes de mármoles expuestos cerca de la Punta La Lavandera, en la Península de Macanao. Edad: La edad determinada a esta formación, en base a su escasa fauna, es Cretáceo medio, probablemente Cenomaniense. CHEVALIER (1987) considera que la edad de esta secuencia puede extenderse hasta el Turoniense. Correlación: La unidad se correlaciona con la Formación Laguna Chica de la península de Araya-Paria. Presenta también semejanzas litológicas con las formaciones Carúpano y Tunapui, de esa misma región. Paleoambientes: Las rocas sedimentarias que dieron origen a esta secuencia, fueron depositadas en ambiente de plataforma en el paleomargen continental de Sudamérica (CHEVALIER, 1987). 4.2.1.3 Formación Los Frailes Consideraciones históricas: El nombre Cretácico Tardío (Maestrichtiense) formacional fue publicado originalmente por RIVERO (1956), quien menciona un informe inédito de GONZÁLEZ DE JUANA, donde éste describe una formación cretácea de volcánicas intermedias, ftanitas negras y radiolaritas que afloran en la isla Los Frailes, y que denomina Formación Los Frailes. JAM & MÉNDEZ (1962) describen el pequeño afloramiento de Punta Gorda, isla de Margarita, y mencionan como localidad tipo, la isla Puerto Real del archipiélago Los Frailes, sin indicar el autor de tal designación. GONZÁLEZ Jorham Contreras 53 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL DE JUANA (1968) cita de nuevo la formación, como fuente sedimentaria del Grupo Punta Carnero. MOTICSKA (1972) realiza un estudio petrográfico detallado del archipiélago Los Frailes, y menciona el levantamiento geológico efectuado con anterioridad por BALDA (1961) y la descripción petrográfica hecha por BELLIZZIA (1961), ambas contribuciones inéditas. SANTAMARÍA & SCHUBERT (1974) efectúan una determinación geocronológica en una diabasa del archipiélago. Localidad tipo: En el centro de la ensenada sureste de la isla Puerto Real, la mayor del archipiélago Los Frailes, a unos 13 Km al noreste de Puerto Fermín (JAM & MÉNDEZ, 1962). Basado en un conocimiento más detallado de las islas, MOTICSKA (1972) propone como una localidad tipo la isla La Peña, en el extremo suroriental del archipiélago. Descripción litológica: a) Archipiélago Los Frailes: el archipiélago está constituido esencialmente por tobas volcánicas estratificadas, de sedimentación submarina y una secuencia de coladas basálticas, localmente almohadilladas; este conjunto se halla profusamente invadido e intrusionado por basaltos y diabasas toleíticas. De base a tope se reconocen tobas cristalinas afaníticas, estratificadas y hasta de 10 m de espesor, a las que sigue una delgada capa de tobas líticocristalinas de grano fino. Las tobas fueron sucesivamente cubiertas por coladas de espesor variable (hasta 10 m) de basaltos. Estas unidades estratiformes fueron inicialmente intrusionadas por gruesos sills y diques de diabasa toleítica, que son las rocas más frecuentes en las islas. El evento ígneo final, es el emplazamiento de potentes diques verticales de diabasas gabroides, que alcanzan espesores de hasta 20 m. b) Punta Gorda, isla de Margarita: la unidad se compone de una intercalación de ftanitas con rocas volcánicas efusivas y con tobas, que fueron invadidas por diques subvolcánicos. De base a tope, se reconocen tres unidades litológicas: una ftanita de color gris a negro, laminada, en capas de menos de 1 m Jorham Contreras 54 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL de potencia, con un espesor total de 3 ó 4 m; se le considera la roca no metamorfizada más antigua de Margarita. Siguen 8 ó 9 tobas interestratificadas con coladas de traquiandesitas y andesitas porfídicas holocristalinas, de color verde oscuro, moteado de puntos blancos y con delgadas capas de chert negro. El tope de la unidad está constituido por una brecha delgada de fragmentos angulares cementados por material piroclástico. En el archipiélago no se han descrito estas ftanitas. Ambiente tectónico y petrogénesis: El archipiélago de Los Frailes, el Grupo de Los Testigos, la isla La Sola, la porción de la Formación Los Frailes en Margarita y posiblemente los diques de rocas subvolcánicas en Macanao, forman una línea de actividad volcánica fisural contemporáneo de tipo básico y, aunque el arco volcánico de las Antillas Menores de Sotavento, parece formar la continuación natural de esa línea, su actividad volcánica es posterior (MOTICSKA, 1972). "La intercalación de ftanitas y rocas volcánicas (en Margarita) sugiere la ocurrencia de erupciones volcánicas submarinas de carácter periódico, asociadas con el depósito de sedimentos originados por la precipitación coloidal de material silíceo, probablemente de origen orgánico" (JAM & MÉNDEZ , 1962). Contactos: En el archipiélago de Los Frailes, la base de la formación yace por debajo del nivel del mar, y su tope ha sido erosionado. En la Isla de Margarita, el contacto inferior no está expuesto, pero se supone que yazca discordantemente sobre el complejo basal metamórfico. La Formación Punta Carnero, cuyo mayor volumen de guijarros en los conglomerados, proviene de la Formación Los Frailes (TAYLOR, 1960). Aquí se midió un espesor remanente de 14 m. Extensión geográfica: Todo el archipiélago Los Frailes y en Punta Gorda (Albufera de Guacuco) costa oriental de la isla de Margarita. MOTICSKA (1972) sugiere que los diques de rocas subvolcánicas que afloran en Macanao pudiesen pertenecer a esta actividad ígnea. Jorham Contreras 55 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL Edad: SANTAMARÍA & SCHUBERT (1974) determinaron una edad K/Ar de 66 (+ 5.1) M.a. en la roca total de una diabasa de la isla Los Frailes. Anteriormente, se le había asignado una edad del Cretáceo Tardío, en vista de que, por una parte, el evento volcánico es posterior al metamorfismo regional de la isla de Margarita (Cretáceo medio-Tardío) y, por la otra, es anterior a la sedimentación del Grupo Punta Carnero (Eoceno Temprano a Medio), en cuya parte inferior, en la Formación Las Bermúdez, se describen clásticos gruesos provenientes de la Formación Los Frailes. No se han encontrado fósiles en los sedimentos silíceos de esta formación. Correlación: La formación ha sido correlacionada con la Formación Knip de Curazao, compuesta por jaspes, ftanitas, tobas y diabasas (PALOMBO, 1950 en JAM & MÉNDEZ, 1962). Estos autores también la correlacionan con las formaciones Querecual y La Luna, ambas del Cretáceo medio. GONZÁLEZ DE JUANA (1968) la comparó además con los "chert" de la Formación San Antonio. MOTICSKA (1972) sugirió una correlación con las volcánicas del archipiélago de Los Testigos. 4.2.2 SECUENCIA SEDIMENTARIA 4.2.2.1 Formación Pampatar Consideraciones históricas: Este nombre fue introducido por MUÑOZ (1973), quien señaló que las diferencias en litología y características sedimentarias justifican el tratamiento de esta secuencia como una unidad separada del Grupo Punta Carnero. Localidad tipo: Como sección tipo de la formación se ha establecido la que aflora en el área de Agua de Vaca - Punta Gorda - Salinas de Pampatar, al norte noreste de la ciudad de Pampatar. Jorham Contreras 56 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL Descripción litológica: La sección tipo de la unidad está expuesta en el flanco norte de un sinclinal, con eje este-oeste. Comienza con un olistolito de ftanita en capas finamente estratificadas y laminadas, de unos 15 m de espesor, seguido por conglomerados de guijarros en matriz lutácea y por capas gruesas, gradadas, de conglomerados a areniscas, grauwacas de grano grueso y fino. Los conglomerados, incluso los que se encuentran gradados, exhiben mala selección de tamaño. La composición de los fragmentos es heterogénea, predominando los de rocas volcánicas extrusivas, cuarzo y ftanita. El resto de la sección está constituido por alternancias de areniscas grauwacas y lutitas, interrumpidas hacia la parte inferior por un intervalo de unos 100 m de espesor, de lutitas arenosas marrones, con bloques exóticos (mayormente olistolitos calcáreos) e intercalaciones finas de limolitas y areniscas grauwáquicas; las lutitas y limolitas de este intervalo, poseen fractura astillosa característica. En toda la sección, son comunes las estructuras primarias de deslizamiento. La formación presenta cambios locales de facies que se expresan en diferencias litológicas. Es así como en el flanco sur del sinclinal, la base de la unidad está constituida por conglomerados polimícticos, seguidos por un intervalo turbidítico de capas gruesas de grauwacas y calcarenitas de grano grueso, con estructuras de deslizamiento, relleno de canales y estratificación cruzada. La secuencia sigue con conglomerados rellenando canales y un intervalo finamente estratificado de grauwacas, limolitas y lutitas, carente de secuencias turbidíticas, que pasa gradualmente a una secuencia monótona recurrente de grauwacas y lutitas intercaladas, de carácter turbidítico, ocasionalmente con estructuras primarias de deslizamiento. Espesor: MUÑOZ (1973) estima un espesor de 1.000 m en la sección tipo. Extensión geográfica: La unidad aflora en el extremo oriental de la isla de Margarita, en los alrededores de la ciudad de Pampatar, desde bahía de Moreno por el sur, hasta la laguna de Agua de Vaca por el norte. Jorham Contreras 57 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL Contactos: La secuencia yace en contacto discordante sobre la Formación Los Robles. El tope de la secuencia está truncado por erosión, o cubierto por aluviones recientes. Fósiles: La fauna de la Formación Pampatar es escasa. Sin embargo, entre los microfósiles encontrados, MUÑOZ (1973) menciona Globigerina sp., Discocyclina sp, Operculinoides sp, Eoconuloides sp. y Globorotalia sp, además de micromoluscos, fragmentos de equinoideos y algas (Lithothamnium sp). En los conglomerados de Punta Moreno se han encontrado macromoluscos como Turritella sp. y Ostrea sp. y restos de pelecípodos. El contenido faunal de esta formación se considera mezclado y retrabajado por corrientes de turbidez. Edad: Eoceno Medio?. Correlación: La facies de flysch arenoso de la Formación Pampatar es un equivalente lateral del flysch calcarenítico del Grupo Punta Carnero. Es también comparable con la sección eocena del subsuelo de la isla de Cubagua y, en su parte basal, con los conglomerados de grano grueso encontrados en el subsuelo de la subcuenca de Cubagua, en el margen continental de Venezuela. Ha sido correlacionada también con las formaciones Caratas de Venezuela oriental, Paují y Mene Grande del occidente de Venezuela y Navet de Trinidad (Figura 4.2). Paleoambientes: La sección se depositó en ambiente marino profundo, en condiciones de pronunciada inestabilidad tectónica. Jorham Contreras 58 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL FIGURA 4.2. Tabla de correlación estratigráfica en la región costafuera de Venezuela CASTRO & MEDEROS (1984, en CIEN, 2002) 4.2.2.2 Grupo Punta Carnero Consideraciones históricas: La sección del Eoceno de la Isla de Margarita, fue descrita por GONZÁLEZ DE JUANA (1947), con el nombre de Grupo Punta Carnero, sugiriendo una subdivisión tripartita del mismo, que fue publicada por RIVERO (1956, Léxico Estratigráfico de Venezuela) bajo los nombres de Formación Las Bermúdez, Formación El Dátil y Formación Punta Mosquito. No obstante, HESS & MAXWELL (1949) emplearon el rango de formación, de igual forma que KUGLER (1957) y TAYLOR (1960), se refirieron al intervalo como Jorham Contreras 59 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL Formación Punta Carnero. JAM & MÉNDEZ (1962) aceptaron la nomenclatura de RIVERO (1956) y describieron las unidades en detalle. BERMÚDEZ & GÁMEZ (1966) resumieron la literatura previa y añadieron importantes datos paleontológicos, y GONZÁLEZ DE JUANA (1968) analizó el grupo y sus formaciones en detalle. MUÑOZ (1973) realizó un estudio sedimentológico detallado de esta secuencia, asignándole rango de formación y restringiendo el término a los afloramientos del área de Punta Carnero - Punta Mosquito. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) aceptaron esta restricción, excluyendo del Grupo Punta Carnero, los afloramientos del Eoceno de la región de Pampatar. En la actualidad la secuencia eocena de la isla de Margarita está constituida por el Grupo Punta Carnero en los afloramientos de Punta Mosquito y Las Bermúdez - El Manglillo (Punta Carnero) y la Formación Pampatar en la región del mismo nombre ubicada hacia el este. Localidad tipo: Se encuentra en el área de Las Bermúdez - El Manglillo, al oeste del aeropuerto Internacional Santiago Mariño, norte de Punta Carnero, Municipio Lares, distrito Díaz del estado Nueva Esparta. Espesor: GONZÁLEZ DE JUANA (1947) atribuyó al grupo un espesor de 1.100 m, en tanto que MUÑOZ (1973) indica un espesor total de 1.250 m para el Grupo Punta Carnero en la localidad tipo. Contactos: El grupo suprayace discordantemente a esquistos de la Formación Los Robles, o ftanitas y andesitas de la Formación Los Frailes. Su contacto superior es discordante, debajo de la Formación El Manglillo o de aluviones recientes. Paleoambientes: Muñoz (op cit.)señala que fue depositado en un ambiente marino profundo, de mar abierto, bajo un régimen tectónico inestable. Jorham Contreras 60 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL Correlación: La secuencia se correlaciona con la Formación Pampatar, del extremo oriental de la isla de Margarita, con la Formación Caratas de Venezuela oriental, con la Formación Tigrillo del subsuelo de la cuenca de Carúpano y con la sección del Eoceno del subsuelo en las cuencas Tuy-Cariaco y La Blanquilla. Se considera también equivalente a las formaciones Navet de Trinidad, y Scotland y Oceanic de Barbados (Figura 4.2). Formación Las Bermúdez Representa la zona basal del Grupo Punta Carnero, de acuerdo con MUÑOZ (1973). Las Bermúdez se caracteriza por un arreglo caótico de fragmentos de diferentes tamaños (desde bloques a tamaño arena), de variada composición, embebidos en una matriz lutácea deformada. Las calizas de Los Bagres, consideradas por GONZÁLEZ DE JUANA (1947, 1968) como un desarrollo arrecifal local, son interpretadas como olistolitos de arrecifes complejos del Paleoceno y Eoceno Temprano, deslizados a la cuenca en el Eoceno Medio. En base a esta descripción, la Formación Las Bermúdez, podría ser clasificada como un olistostromo. El resto de la formación presenta un carácter rítmico recurrente a lo largo de toda la sección estratigráfica, caracterizada por una alternancia de calizas bioclásticas (biocalcarenitas, grauwacas calcáreas, biocalcilimolitas, biocalcilutitas moteadas), que constituyen la litología distintiva de la unidad, con lutitas pelágicas. La unidad consiste principalmente de conglomerados de composición y textura muy heterogénea, con intercalaciones de lutitas y areniscas mayormente verde oliva y marrón, sobre una secuencia basal finamente estratificada de areniscas calcáreas, glauconíticas y grauwáquicas. Fragmentos blanco - grisáceos de calizas arrecifales coralinas y algáceas, conocidos como Caliza de Los Bagres, son comunes en toda la sección. Los conglomerados, generalmente de color rojizo y marrón, están constituidos por fragmentos de cuarzo, rocas volcánicas andesíticas, ftanita, calizas, diorita, otras rocas ígneas y grauwacas. Los Jorham Contreras 61 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL elementos tienen tamaño desde más de un metro de diámetro hasta tamaño arena. La unidad presenta carácter de flysch salvaje (wildflysch); su rasgo distintivo es el arreglo caótico de diferentes unidades litológicas, como conglomerados polimícticos, paraconglomerados de guijarros en lodo, brechas de fragmentos de calizas arrecifales y capas de areniscas - grauwacas, todo en lo que parece ser una matriz general lutácea. Los fragmentos de la Caliza Los Bagres, cuyo contenido fosilífero indica una edad Paleoceno o Eoceno Temprano, se consideran elementos alóctonos deslizados a la cuenca, por procesos de deslizamiento submarino (MUÑOZ, 1973). La disposición caótica de las distintas litologías, se refleja en manchas irregulares de diferentes colores en superficie. Espesor: Se ha estimado en 450 m. En su tope, pasa transicionalmente a la facies de flysch normal y calcarenítica del primer nivel de orbitoides, del Grupo Punta Carnero. Contactos: El contacto basal es discordante sobre los esquistos de la Formación Los Robles de edad Cretácico. Contenido paleontológico: Refleja una mezcla tanto ecológica como cronológica, aunque se estima que la sedimentación tuvo lugar en el Eoceno Medio. Correlación: Es equivalente a la parte basal de la Formación Pampatar, de Margarita oriental, y presenta similitud con los conglomerados de grano grueso, de edad Eoceno, encontrados en el subsuelo de la subcuenca de Cubagua, en el margen continental de Venezuela. Ha sido correlacionado también con la Formación Caratas, del oriente de Venezuela, y parcialmente con las formaciones Navet y Lizard Springs, de Trinidad. Jorham Contreras 62 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL Caliza Los Bagres (informal) En el Cuadro de Correlación del Primer Congreso Venezolano del Petróleo (Soc. Venez. Ing. Petrol., 1963), Los Bagres aparece como miembro basal de la Formación Las Bermúdez, criterio que fue seguido por GONZÁLEZ DE JUANA (1968). La localidad tipo de la unidad está en la sección del Grupo Punta Carnero, que aflora a gran distancia de la localidad de Los Bagres. HESS & MAXWELL (1949) describieron una caliza conglomerática, con cantos de rocas ígneas y volcánicas. TAYLOR (1960) mencionó una arenisca basal, areniscas líticas, ortocuarcitas duras y calizas de color gris oscuro, finamente cristalinas, con una proporción variable de fragmentos cristalinos y restos de algas, en gran parte reemplazados por calcita negra, con un espesor total de 30 metros máximo. La unidad es discordante sobre el Grupo Los Robles. Según GONZÁLEZ DE JUANA (1968), su carácter muy lenticular ha confundido a algunos autores, que han planteado una discordancia entre la caliza y la Formación Las Bermúdez. BERMÚDEZ & GÁMEZ (1966) mantienen que el contenido faunal encontrado no permite establecer una edad definitiva, señalando que la edad Cretácico postulada por DALLMUS (1947) es muy dudosa. La edad Oligoceno asignada por KUGLER (1957), basada en el contenido de corales estudiados por WELLS (1957) también es discutible. La consideración más aceptada es que es una bioherma o caliza arrecifal dentro de la Formación las Bermúdez, con una edad dudosa del Eoceno Temprano. Jorham Contreras 63 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL Formación El Dátil La parte basal de la sección está constituida por limolitas gris - verdoso y areniscas calcáreas gris y lutitas calcáreas, con algunas intercalaciones de calizas con orbitoides y una capa de aproximadamente 35 m de espesor que marca el contacto basal (KUGLER, 1957). Hacia la parte superior, predominan las lutitas de color gris claro que meteorizan a amarillo, con intercalaciones de areniscas de grano fino, calcáreas. El intervalo contiene también cristales de yeso y concreciones ferruginosas elipsoidales y discoidales, de color rojizo a purpúreo. MUÑOZ (1973) indica que la secuencia es un flysch calcarenítico, constituido por una alternancia monótona de calizas bioclásticas (biocalcarenitas, biocalcilimolitas, biocalcilutitas) y lutitas pelágicas, con algunas intercalaciones de grauwacas calcáreas. Hacia la parte inferior de la sección, la estratificación es más gruesa y con mayor proporción de biocalcarenitas de color gris. Hacia la parte superior, la estratificación es más fina, con predominio de lutitas, biocalcilimotitas y biocalcilutitas de color amarillento. Espesor: En la sección tipo el espesor del intervalo es de 720 m. Contactos: La base de la unidad es transicional sobre la Formación Las Bermúdez. Hacia el tope, pasa transicionalmente a la Formación Punta Mosquito. Edad: La sección ha sido asignada al Eoceno Medio, zonas de Globigerapsis kugleri y Globorotalia lehneri (BERMÚDEZ & GÁMEZ, 1966). JAM & MENDEZ (1962) señalan que las especies Guembelina goodwini, Nonion micrus y Bolivina taylori son características del Eoceno Medio. MUÑOZ (1973) considera que toda la sección es turbidítica, y que gran parte de la fauna es redepositada, y asigna la secuencia al Eoceno Medio tardío - Zona de Truncorotaloides rohri en base a la fauna contenida en lutitas que parecen ser realmente pelágicas, no redepositadas. Jorham Contreras 64 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL El conjunto floral de la base y parte media de la formación de edad Eoceno Medio, limite entre las zonas NP15 y NP16 de MARTINI (1971), zonas de Chiphragmalithus alatus y Discoaster tani nodifer. PERCH-NIELSEN (1985) ubica la muestra en la zona de Nannotetrina fulgens, que incluye la zona NP15 y la base de NP16. En la parte superior el conjunto floral indica una edad comprendida entre el Eoceno Medio y el Tardío, zonas NP16 y NP20 de MARTINI (1971), zonas de Discoaster tani nodifer y Sphenolithus pseudoradians (CASTRO, 1997). Correlación: El intervalo es equivalente a parte de la Formación Pampatar, y posiblemente a la sección eocena presente en el subsuelo de la isla de Cubagua. Correlaciona también con parte de la Formación Caratas en oriente. Formación Punta Mosquito La base de la unidad está integrada por calizas orbitoidales grises, arenosas, en capas de hasta un metro de espesor, resistentes a la erosión, intercaladas con lutitas arenosas, capas delgadas de arenisca laminada calcárea y lentes conglomeráticos. En la parte superior, predominan lutitas y limolitas oscuras laminadas, micáceas y ocasionalmente ligníticas, con intercalaciones de areniscas finas, color gris - verdoso, frecuentemente calcáreas; esporádicamente se presentan capas delgadas de caliza arenosa orbitoidal. GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980), indican que la Formación Punta Mosquito representa una facies más clástica que El Dátil, infrayacente. MUÑOZ (1973) considera que la secuencia aflorante en Punta Mosquito es una facies de flysch calcarenítico, muy similar a la del Grupo Punta Carnero, en el área de Las Bermúdez - El Manglillo. De acuerdo a este autor, en Punta Mosquito, la sección está constituida por capas gruesas de calizas arrecifales bioclásticas, de grano muy grueso, intercaladas con lutitas pelágicas y biocalcilutitas laminadas; varios intervalos presentan numerosas estructuras de deslizamiento intraformacional. Jorham Contreras 65 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL Localidad tipo: La sección tipo se encuentra en Punta Mosquito, en la costa sur de la isla de Margarita, al sur de la laguna Las Marites, 7 km al suroeste de Porlamar, Distrito Mariño, estado Nueva Esparta. Espesor: JAM & MÉNDEZ (1962) y GONZÁLEZ DE JUANA et al. (1980) señalan un espesor mínimo de 425 m, debido a ya que el tope está truncado por erosión. Extensión geográfica: La sección aflora en el área de Las Marites y al noroeste de El Manglillo, en la sección al oeste del aeropuerto Santiago Mariño. Contactos: La unidad suprayace transicionalmente a la Formación El Dátil. Su contacto superior es discordante bajo las formaciones Cubagua y El Manglillo, o bajo aluviones recientes. Edad: BERMÚDEZ & GÁMEZ (1966) indican que la sección corresponde a la Zonas de Truncorotaloides rohri, del Eoceno Medio. Hacia la base, el conjunto floral indica una edad Eoceno Tardío, entre las zonas NP18 y NP20, zonas de Chiasmolithus oamaruensis y Sphenolithus pseudoradians de MARTINI (1971). En el tope, el conjunto floral presente es del Eoceno Tardío parte más tardía, zona NP20, Zona de Sphenolithus pseudoradians de MARTINi, 1971; (CASTRO, 1997). Correlación: La sección es equivalente a parte de la Formación Pampatar, del extremo oriental de la isla de Margarita, y posiblemente, a la sección del Eoceno encontrada en el subsuelo de la isla de Cubagua. Ha sido correlacionada también con la Formación Caratas del oriente de Venezuela, y con las formaciones Paují y Mene Grande de Venezuela occidental, y con la Formación Navet de Trinidad. Jorham Contreras 66 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL 4.2.2.3 Formaciones Cubagua y El Manglillo Las series mio-pliocenas de la Península de Paraguachoa, agrupadas bajo el término de Formación Cubagua, representan las antiguas Formaciones La Guica (BERMÚDEZ, 1966) y la Tejita. Por encima de estas, aflora discordantemente la Formación El Manglillo de edad Pleistoceno temprano (HUNTER, 1978). Con un espesor de 45 m, la Formación Cubagua yace con una discordancia angular sobre las series del Eoceno Medio y por encima del basamento metamórfico mesozoico (CHEVALIER, 1987). Un conglomerado basal de tres metros de espesor, compuesto principalmente de guijarros de cuarzo y esquistos, comienza esta serie de capas marinas transgresivas. La columna continúa con areniscas y lutitas calcáreas y finaliza con margas fosilíferas. Sin embargo, en la sección tipo ubicada en el Cañon de La Caldera, Isla de Cubagua, alcanza los 70 m de espesor. HUNTER (1978) reconoce la zona de Neogloboquadrina dutertrei del Mioceno Tardío en la Formación Cubagua. Esta edad fue confirmada por la presencia de Globorotalia acostaensis (MACSOTAY, 1987). La Formación El Manglillo está compuesta principalmente por margas impuras y conchíferas, localmente coralinas, moderadamente fosilíferas y arenas arcillosas grisáceas mal consolidadas, localmente conglomeráticas, y en general abundantes cambios laterales de facies. Presenta un espesor máximo de 4 m (MACSOTAY & MOORE, 1974). La localidad tipo está definida en las cercanías del caserío El Manglillo, cercana a la sección de la Formación Punta Carnero al oeste del aeropuerto Santiago Mariño. Jorham Contreras 67 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL 4.3 CUENCA LA BLANQUILLA 4.3.1 Generalidades Se encuentra al norte del alto La Tortuga y noroeste de la plataforma Margarita-Los Testigos, con una orientación noreste-suroeste. Presenta una extensión de 650 Km aproximadamente y un área alrededor de los 35.000 Km2 (YSACCIS, 2000). La cobertura sedimentaria tiene un espesor mayor a los 6 Km, con edades que van desde el Paleógeno al Reciente y se interpreta en contacto discordante sobre el basamento ígneo-metamórfico mesozoico (FEO CODECIDO, 1977). Esta cuenca ha sido dividida en La Blanquilla Oeste (también definida por algunos autores como Cuenca La Tortuga) y La Blanquilla Este, las cuales están separadas por la falla de Margarita de orientación noroeste-sureste (Figura 4.3). La Blanquilla Este se extiende desde la falla transcurrente de Margarita al oeste de la isla La Tortuga, hacia el noreste de la isla de Margarita y al sur de la isla La Blanquilla, continuando hacia la cuenca de Granada al noreste, con la cual estuvo relacionada (YSACCIS, 1997). Presenta una extensión de 450 Km y un área de aproximadamente 25.000 Km2. La Blanquilla Oeste se extiende desde la falla de Margarita, al este, hacia el Alto la Tortuga al oeste y continua hasta la cuenca de Bonaire, con un área aproximada de 10.000 Km2. En la Cuenca La Blanquilla han sido perforados pozos que revelan condiciones favorables para la generación de hidrocarburos a partir de las rocas madres de edad Eoceno-Oligoceno. Además, la interpretación sísmica indica la existencia de trampas estructurales de gran importancia, reforzadas por la evolución geodinámica planteada para esta cuenca según diversos autores (EVANS, 1982a; GODDARD, 1986; BLANCO & GIRALDO, 1992), por lo cual su interés económico ha aumentado considerablemente a partir de los estudio geológicos recientes. Jorham Contreras 68 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL 4.3.2 Secuencia sedimentaria La Cuenca La Blanquilla presenta una cobertura sedimentaria con un espesor mayor a los 6 km, compuesta por rocas de edades Paleógeno al Reciente, que descansan sobre un basamento ígneo-metamórfico cretácico. A través de la sísmica se han distinguido cinco unidades principales (YSACCIS, 1997): Eoceno, Oligoceno, Mioceno, Plioceno y Cuaternario. EVANS (1982) identifica en el pozo MTC-2X de La Blanquilla una columna casi continua desde Eoceno Medio al Reciente. Eoceno Se presenta en la Cuenca La Blanquilla, en la parte norte de la Cuenca TuyCariaco y en la subcuenca Cubagua. En La Blanquilla Oeste está caracterizado por lutitas monótonas de aguas profundas (batial inferior), con lentes de areniscas y calizas (HAAK 1980). El pozo MTC-2X, perforado al norte del Alto La Tortuga, muestra 2.451’ (747 m) de lutitas hacia la base (13.950’ - 16.401’), en donde los primeros 1.301’ (397 m) de la zona basal corresponden a sedimentos del Eoceno Medio y los 1.150’ (350 m) superiores fueron datados del Eoceno Tardío en base a la fauna planctónica (DURÁN et al., 2002). Están cubiertos de manera concordante por lutitas del Oligoceno (Figuras 4.4, 4.5 y 4.9). En la Blanquilla Este los depósitos eocenos no han sido reportados en base a las perforaciones realizadas hasta la actualidad, sin embargo podrían estar contenidos en la unidad paleógena interpretada en base a la data sísmica por encima del basamento (Figuras 4.6 y 4.8). Oligoceno En la cuenca La Blanquilla Oeste consiste en una secuencia monótona de lutitas calcáreas de ambiente batial con lentes ocasionales de calizas (EVANS, 1983), con espesores de 3000’ (915 m) aproximadamente, que se extienden de Jorham Contreras 69 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL manera concordante sobre la secuencia eocena (Figuras 4.4 y 4.5). DURÁN et al. (2002) en el pozo MTC-2X subdividen la secuencia en Oligoceno Temprano (13950’ – 11.500’) y Oligoceno Tardío (11.500’ – 10.850’). En la cuenca La Blanquilla Este el pozo PMN-1X ha perforado una secuencia de edad Oligoceno (Figura 4.8), a la cual HAAK (1980) y EVANS (1982a, 1983) asignan un espesor de 2.530’ (771 m), caracterizada por lutitas grises claras, con foraminíferos pláncticos indicativos de un ambiente marino profundo. En estudios recientes DURÁN et al. (2002) consideran el Oligoceno con un espesor de 4.000’ (1.220 m), el cual dividen en: Oligoceno Tardío (8.000’ – 11.150’), Oligoceno Temprano (11.150’ – 12.000’) y un intervalo de edad indeterminada a partir de 12.000’ hasta la profundidad final de 12.354’. Mioceno El Mioceno presenta amplia distribución dentro de las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco, y ha sido reconocido en todos los pozos perforados hasta la actualidad. El Mioceno Temprano se ha identificado únicamente en la cuenca La Blanquilla y está caracterizado por lutitas limosas con intercalaciones de areniscas de grano fino a grueso en la base, con esporádicas calizas. Dichas areniscas han sido interpretadas por HAAK (1980) y EVANS (1982a, 1983) como depósitos turbidíticos de aguas profundas, de facies distal, los cuales están por debajo de lutitas de ambientes batial superior a nerítico externo, pasando hacia el tope a una secuencia de areniscas embebidas en lutitas, interpretadas como una secuencia de plataforma (DURÁN et al., 2002). En la Cuenca La Blanquilla Este (pozo PMO2X) se distingue una secuencia de ambiente batial, con un espesor de 4.810’ (1.466 m; 7940’ – 12.768’), constituida por arcilitas con areniscas delgadas y fragmentos metamórficos hacia la base. Suprayacente se encuentra de manera discordante la secuencia pliocena. Jorham Contreras 70 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL El Mioceno Medio se ha datado únicamente en la cuenca La Blanquilla, (en los tres pozos, MTC-2X, PMO-2X y PMN-1X) y consiste de lutitas con intervalos limolíticos y escasas areniscas de grano fino. Presenta un carácter regresivo, pasando de ambiente batial en la base a un dominio nerítico externo hacia el tope (HAAK, 1980; DURÁN et al., 2002). El Mioceno Tardío en la Blanquilla Oeste descansa sobre el ciclo anterior, y consiste de intercalaciones de lutitas con escasas areniscas de grano fino depositadas en ambiente batial superior a nerítico externo en el tope (HAAK, 1980; EVANS, 1983; DURÁN et al., 2002). Hacia La Blanquilla Este el Mioceno Tardío está ausente, y el Mioceno Medio (pozo PMN-1X) o Mioceno Temprano (pozo PMO2X) están en contacto discordante con el Plioceno suprayacente. Plioceno - Cuaternario Se caracteriza por lutitas calcáreas de ambiente nerítico interno a medio con abundantes fragmentos de conchas (YSACCIS, 1997). En algunos casos se observa erosión en la parte basal de la sección, originando que los depósitos del Plioceno Tardío o Cuaternario estén discordantes sobre la unidad Mioceno. El Cuaternario se caracteriza por una litología muy homogénea, constituida por lutitas monótonas con abundantes restos de conchas depositadas en un ambiente nerítico medio a interno (EVANS, 1983). Jorham Contreras 71 Jorham Contreras ESTRATIGRAFÍA REGIONAL 72 FIGURA 4.3. Ubicación de las cuencas sedimentarias en la región costafuera de Venezuela Tomado de YSACCIS et al. (2000) Jorham Contreras CUENCA LA BLANQUILLA OESTE MTC-2X 73 FIGURA 4.4. Sección sísmica SO-NE, Cuenca La Blanquilla Oeste. Tomado de YSACCIS et al. (2000) ESTRATIGRAFÍA REGIONAL 50 Km Jorham Contreras CUENCA LA BLANQUILLA OESTE NO Alto de La Orchila Alto de La Tortuga FIGURA 4.5. Sección sísmica NO-SE, Cuenca La Blanquilla Oeste. Tomado de YSACCIS et al. (2000) ESTRATIGRAFÍA REGIONAL 50 Km SE 74 Jorham Contreras CUENCA LA BLANQUILLA ESTE OESTE Alto de Margarita 75 FIGURA 4.6. Sección sísmica E-O, Cuenca La Blanquilla Este. Tomado de YSACCIS et al. (2000) ESTRATIGRAFÍA REGIONAL 50 Km ESTE ESTRATIGRAFÍA REGIONAL 4.4 CUENCA TUY-CARIACO 4.4.1 Generalidades Está ubicada al sur de la Cuenca La Blanquilla y se extiende en dirección aproximada suroeste-noreste , desde la depresión de Santa Lucía (alto Tuy) al sur, hasta las islas de Margarita y La Tortuga al norte (Figura 4.3). Está comprendida entre la Cordillera de la Costa y la Serranía del Interior al sur, las islas de Margarita y La Tortuga al norte, con una extensión de 120 Km aproximadamente y un área de 20.000 Km2, de los cuales la mayor parte está cubierta por las aguas del mar Caribe. Al igual que en La Blanquilla, la columna estratigráfica está conformada por rocas de edad Paleógeno al Reciente, discordantes sobre el basamento ígneo-metamórfico de edad Cretácico Tardío. Los pozos perforados al sureste de la isla La Tortuga y cercanos a la isla de Cubagua, revelan características favorables para la generación y acumulación de hidrocarburos. Aún cuando está separada de La Blanquilla, el patrón estructural y geodinámico es común. Particularmente en el pozo CMA-1X, EVANS (1982a, 1983) correlaciona parte de la secuencia con el Grupo Punta Carnero en Margarita. Tal como se señaló con anterioridad, la cuenca Tuy-Cariaco está conformada por cuatro provincias estructurales: subcuenca Tuy-Cariaco Norte, subcuenca Cubagua, fosa Cariaco y subcuenca Ensenada de Barcelona, la cuales presentan diferencias en las edades y características del relleno sedimentario (Figura 4.7). 4.4.2 Secuencia sedimentaria Según YOUNG et al. (1956) las rocas más antiguas que bordean la cuenca están representadas por las rocas ígneas y metamórficas de la Cordillera de la Costa, del Complejo metamórfico de Araya-Paria y las ígneo-metamórficas de las Jorham Contreras 76 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL islas Margarita y Coche. En el flanco norte de la Serranía del Interior, en la ensenada inferior del Tuy, afloran rocas cretáceas alóctonas, de los grupos Guayuta y Santa Anita y al este de El Guapo; en la misma región, aparecen rocas parautóctonas y alóctonas cretáceas y paleoceno-eocenas deformadas. La secuencia sedimentaria autóctona que caracteriza la cuenca está constituida por depósitos de edad Mioceno al Reciente de ambientes costeros a fluviodeltaicos. La secuencia sedimentaria de subsuelo en la mayor parte en la cuenca TuyCariaco, se caracteriza por sedimentos de edad Mioceno al Reciente, a excepción de la subcuenca Cubagua, donde se ha perforado una secuencia de edad Eoceno-Oligoceno (?). YSACCIS (1997) en base a la interpretación sísmica, sugiere por encima del basamento la existencia de un intervalo de edad Paleógeno, con amplia distribución en las subcuencas Cubagua y Tuy-Cariaco Norte (Figuras 4.8, 4.9, 4.10 y 4.11), el cual solo fue perforado por el pozo CMA-1X (subcuenca Cubagua); adicionalmente, en la subcuenca Tuy-Cariaco Norte, los pozos MTC-1X y MTC-4X atraviesan una secuencia de calizas eocenas, las cuales han sido interpretadas como bloques retransportados (BLANCO & GIRALDO, 1992). En la subcuenca Ensenada de Barcelona los depósitos del Eoceno - Oligoceno están ausentes, encontrándose rocas de edad Mioceno Tardío al Reciente. En la fosa de Cariaco se ha interpretado en base a la sísmica, posibles secuencias delgadas del Oligoceno – Mioceno Temprano, seguidas de rocas plio-pleistocenas de gran espesor (Ysaccis, op cit.). Eoceno-Oligoceno En la subcuenca Tuy-Cariaco Norte se ha registrado únicamente en dos pozos (MTC-1X y MTC-4X), en donde se caracteriza por bloques retransportados de calizas con abundantes fragmentos de algas, corales y foraminíferos grandes, con intervalos de lutitas calcáreas, que han permitido identificar dos intervalos: Jorham Contreras 77 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL una sección inferior de lutitas de aguas profundas intercaladas con calizas recristalizadas y una sección superior caracterizada por calizas de plataforma de aguas someras (packstones y wackstones) con abundantes algas, corales y macroforaminíferos. Ambas secciones, superior e inferior, son de edad Eoceno Medio y presentan un espesor entre 500 y 900’ (150 - 275 m). En el pozo MTC-1X, ubicado 30 Km al este del Alto La Tortuga (cuenca Tuy-Cariaco Norte), se perforó ésta secuencia de calizas y lutitas entre 10.500’ – 11.395’,de donde se extrajo un núcleo entre 10.613’ y 10.721’, correspondiente a la unidad de calizas de plataforma (sección superior) descrita con anterioridad. Este cuerpo de calizas ha sido interpretado por BLANCO & GIRALDO (1992) como un bloque de edad Eoceno Medio, proveniente de un ambiente marino somero, transportado y redepositado en un ambiente marino profundo. Está en posición vertical y presenta alta concentración de estilolitas que señalan una compleja historia de presión-solución producto de intenso tectonismo, que complementaría los postulados de YSACCIS (1997) sobre una etapa de compresión y tectonismo local en esta región. Este cuerpo de calizas ha sido correlacionado por HAAK (1980) con las calizas de Punta Mosquito en Margarita, clasificadas de manera similar como packstones de algas y orbitoides (Lepidocyclina sp, Discocyclina sp, Amphistegina sp) del Eoceno Medio. El cambio abrupto de un ambiente batial en la sección inferior de calizas y lutitas, a un ambiente de plataforma marina somera en la sección superior de calizas arrecifales, según YSACCIS (1997) refleja una discordancia, la cual ha sido atribuida a levantamiento por efecto de un leve marco compresivo local, durante la etapa “rift” Eoceno – Mioceno Temprano. Las perforaciones en la subcuenca Cubagua (pozo CMA-1X), muestran que el relleno sedimentario comienza con depósitos clásticos, de grano grueso, estériles, muy fracturados y plegados, con un espesor de 2.030’ (619 m; 10.020’12.050’) depositados en un ambiente turbidítico (GODDARD, 1986). En base a su Jorham Contreras 78 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL similitud con el Grupo Punta Carnero en la isla de Margarita (EVANS, 1982a) asigna una edad Eoceno Medio(?). Por encima de estos sedimentos, se encuentra una secuencia de 3.600’ de espesor (1.096 m; 6.420’ - 10.020’), constituida por areniscas de grano grueso a medio, que pasan hacia la base (a partir de 8.780’ hasta 10.020’) a lutitas moteadas, no fosilíferas, sedimentadas en un ambiente continental a marino somero durante el Oligoceno(?) (EVANS, 1983). En el pozo CUBAGUA-1 se observa hacia la base una secuencia de lutitas moteadas de ambiente batial y edad Eoceno Medio, con un espesor de 476’ (145 m, no totalmente perforado) la cual ha sido correlacionada con la Formación El Dátil del Grupo Punta Carnero, en la isla de Margarita. Suprayacente se observa una secuencia de 1.066’ (325 m) de espesor, compuesta por lutitas intercaladas con areniscas, las cuales EVANS (1982) asigna al Oligoceno(?) en base a su posición estratigráfica, infrayacente a los sedimentos del Mioceno. Sin embargo, BLANCO & GIRALDO (1992) mantienen que las evidencias sísmicas en la subcuenca Cubagua señalan una sola unidad por debajo de la unidad Mioceno, deformada y fallada, interpretada como el relleno de una cuenca tipo “rift” formada posiblemente durante el Eoceno - Oligoceno, y que acumula más de 20.000’ (6.098 m) en la parte más profunda del “graben”, al sur del pozo CMA-1X. EVANS (1982) propone la existencia de dos secuencias, una eocena y otra oligocena, mientras que la símica muestra una sola secuencia fallada, tal como lo sugieren BLANCO & GIRALDO (1992). Finalmente podemos decir que la secuencia Eoceno-Oligoceno está presente en la subcuenca Cubagua, en la cual se caracteriza por depósitos turbidíticos. En la subcuenca Tuy-Cariaco Norte es muy limitada e irregular (bloques de calizas retransportados), en el área de la Ensenada de Barcelona está ausente y en la fosa de Cariaco sensu stricto se interpretan posibles unidades delgadas del Oligoceno – Mioceno Temprano, YSACCIS (1997) (Figura 4.8). Jorham Contreras 79 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL Mioceno El Mioceno Temprano y Mioceno Medio en el subsuelo de la cuenca TuyCariaco no ha sido reportado, y únicamente se presenta en afloramientos de las islas de Margarita, Cubagua, Coche y Península de Araya. La sección sedimentaria se compone de lutitas y algunas areniscas poco consolidadas y pobremente estratificadas, definidos como Formación Cubagua (YOUNG et al., 1956). En el valle inferior del Tuy, los sedimentos del Mioceno Medio están representados por la Formación Aramina, constituidos por un conglomerado basal, calizas impuras con fragmentos de esquitos, lutitas y areniscas limosas, pobremente consolidadas con abundantes microfósiles marinos que indican una edad Mioceno Medio. La Formación Cumaca se considera equivalente lateral y está constituida por lutitas y areniscas verdosas, que contienen ejemplares de gasterópodos de aguas dulces. Estos depósitos descansan discordantemente (discordancia angular) sobre las rocas metamórficas del Grupo Caracas, en el borde noreste de la ensenada inferior del Tuy y sobre el Paleoceno-Eoceno y Cretáceo en el lado sur y sureste de la Ensenada de Barcelona. El Mioceno Tardío en la subcuenca Tuy-Cariaco Norte se caracteriza por depósitos estériles depositados en un ambiente fluviomarino, compuestos por areniscas y conglomerados, en contacto discordante sobre el Eoceno y el basamento, pasando hacia el tope a lutitas de ambiente más profundo, nerítico medio a externo, que podrían considerarse equivalentes a la Formación Cubagua (EVANS, 1982). Hacia la subcuenca Cubagua, el Mioceno Tardío está compuesto por lutitas de ambiente batial (TALUKDAR & BOLÍVAR, 1982 en YSACCIS, 1997), pasando hacia el sur a un ambiente nerítico medio a interno, y en la ensenada de Barcelona está caracterizado por lutitas limosas y areniscas depositadas en un complejo deltaíco discordantes sobre un basamento metamórfico (YSACCIS, 1997). Jorham Contreras 80 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL En la cuenca del Tuy el Mioceno Tardío está representado por la Formación Tuy, cuya sección más completa se encuentra en la depresión de Santa Lucía. Su sección basal consiste de un conglomerado compuesto de fragmentos angulares y sub-angulares de rocas metamórficas, denominado Miembro Pichao; luego sigue una sección de lutitas, limolitas, arcilitas y areniscas "sal y pimienta". El espesor máximo de la Formación Tuy es de unos 1.970‘ (600 m). La formación descansa en forma discordante (discordancia angular) sobre rocas ígneas y metamórficas del grupo Caracas; en la parte baja de la sub-cuenca del Tuy al sur, parece descansar discordantemente sobre las formaciones Cumaca y Aramina, aunque este contacto ha sido cubierto por la Formación Guatire. Los fósiles son escasos y no diagnósticos, el ambiente depositacional es de aguas dulces a salobres. La Formación Tuy está restringida a la depresión de Santa Lucía y a la ensenada inferior del Tuy. Plioceno Durante el Plio-Pleistoceno se sedimenta el mayor espesor de la cobertura en la cuenca Tuy-Cariaco, el cual disminuye hacia el sur, pero en la parte norte alcanza los 3.500 m de sedimentos acumulados en un ambiente batial a nerítico interno (GODDARD, 1986), compuestos por intercalaciones de lutitas, areniscas de grano fino y limolitas. En la fosa de Cariaco se interpreta un espesor de 4.100 m de sedimentos de edad similar, implicando una tasa de sedimentación relativamente rápida de 1 mm/año durante los últimos 5 M.a. (YSACCIS, 1997). Los sedimentos del Plioceno de la Formación Cubagua que afloran en la península de Araya y en las islas de Coche, Cubagua, Margarita y Tortuga, se componen de lutitas, arcillas, gravas y areniscas pobremente consolidadas. En los sondeos de Cubagua (CUBAGUA-1 y 2) se encontró una sección de aproximadamente 75’ (23 m) de espesor, formada por arcillas, areniscas de grano fino arcillosas poco consolidadas y calizas limosas escasas, muy similar a las reporta- Jorham Contreras 81 ESTRATIGRAFÍA REGIONAL das en las zonas adyacentes de la Ensenada de Barcelona y subcuenca TuyCariaco Norte (EVANS, 1983). En el Valle del Tuy, los sedimentos pliocenos de la Formación Guatire están bien expuestos en la depresión de Guatire, descansan discordantemente sobre el basamento metamórfico y están formados por conglomerados y areniscas mal consolidadas, arcilitas y arcillas limosas, con un espesor de unos 1.310‘ (400 m). Más al oeste, en la depresión de Santa Lucía, descansan sobre la Formación Tuy (Mioceno Tardío), y debido a su carácter transgresivo descansan sobre rocas metamórficas y sobre las formaciones Cumaca y Aramina en la ensenada inferior del Tuy al sur. El ambiente depositacional es de aguas dulces a salobres; los fósiles son gasterópodos de agua dulce y foraminíferos redepositados del Mioceno (YOUNG et al., 1956). Cuaternario En la cuenca Tuy-Cariaco los depósitos cuaternarios del subsuelo fueron reportados en todos los pozos, presentado espesores entre 1000’ y 2.000’ (305 -610 m). Están compuestos por una secuencia monótona de arcillas plásticas depositadas en ambiente nerítico, con abundantes fragmentos de conchas. Se presentan areniscas intercaladas, de grano fino y bien escogidas (EVANS, 1983). Los sedimentos pleistócenicos y recientes que afloran, están constituidos por arenas, arcillas, conglomerados y areniscas muy poco consolidadas, que en el valle inferior del Tuy forman mesas tabulares, algunas hasta de 328’ (100 m) de espesor, mientras que en las islas y regiones costaneras generalmente forman terrazas (YOUNG et al. 1956). Jorham Contreras 82 ERA ESTRATIGRAFÍA REGIONAL PERÍODO FIGURA 4.7. Tabla de correlación en la zona costafuera de Venezuela. Tomado y modificado de BLANCO & GIRALDO (1992) Jorham Contreras 83 Jorham Contreras SUBCUENCAS LA BLANQUILLA ESTE Y TUY-CARIACO Fosa de Cariaco SO Cuenca La Blanquilla Este Subcuenca Tuy-Cariaco Norte MTC-4X PMO-2X PMN-1X NE FALLA DE MARGARITA 84 FIGURA 4.8. Sección sísmica NE-SO, cuencas La Blanquilla Este – Tuy-Cariaco. Tomado de YSACCIS et al. (2000) ESTRATIGRAFÍA REGIONAL 50 Km Jorham Contreras SUBCUENCAS LA BLANQUILLA OESTE Y TUY-CARIACO NORTE Cuenca La Blanquilla Oeste Alto La Tortuga Subcuenca Tuy-Cariaco Norte MTC-2X OESTE ESTE 85 FIGURA 4.9. Sección sísmica E-O, subcuencas La Blanquilla Oeste – Tuy-Cariaco Norte. Tomado de YSACCIS (1997) ESTRATIGRAFÍA REGIONAL 50 Km Jorham Contreras SUBCUENCA TUY-CARIACO NORTE MTC-1X ESTRATIGRAFÍA REGIONAL FIGURA 4.10. Sección sísmica NO-SE, subcuenca Tuy-Cariaco Norte. Tomado de YSACCIS (1997) 50 Km 50 Km 86 Jorham Contreras SUBCUENCA CUBAGUA CMA-1X SUR NORTE 5 Km 87 FIGURA 4.11. Sección sísmica N-S, subcuenca Cubagua. Tomado de GODDARD (1986) ESTRATIGRAFÍA REGIONAL 50 Km GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA 5. GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA El objetivo del levantamiento geológico realizado en las zonas de Pampatar y Las Bermúdez - El Manglillo, es establecer la correspondencia de los depósitos turbidíticos que afloran en ambas áreas, a través del estudio sedimentológico y estratigráfico, muestreo y validación de los datos geológicos reportados en trabajos anteriores. Asimismo se pretende establecer las características y facies presentes en cada una de estas áreas, así como las posibles fuentes de sedimentos, en base a la utilización de los diagramas de DICKINSON & SUCZEK (1979), para posteriormente plantear un modelo sedimentológico depositacional de esta secuencia y su correlación con los depósitos eocenos ubicados en el subsuelo de las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco. La secuencia turbidítica que aflora en la isla de Margarita ha sido reconocida por WALL en 1860, posteriormente RUTTEN (1940) le asigna edad Eoceno en base al contenido de orbitoides y GONZÁLEZ DE JUANA (1947), con la participación de estudiantes de la Escuela de Geología de la U.C.V., le asigna a la sección ubicada al oeste el nombre de Grupo Carnero, el cual divide en tres unidades, que en orden estratigráfico ascendente son Formación Las Bermúdez, Formación El Dátil y Formación Punta Mosquito. Posteriormente MUÑOZ (1973) a diferencia de GONZÁLEZ DE JUANA (op cit.), distingue dos formaciones, Pampatar que aflora en el extremo sureste de la Isla de Margarita en la zona con ese mismo nombre y Punta Carnero, que aflora más al oeste, en el área cercana al aeropuerto Las Bermúdez-El Manglillo y en el sector La Isleta (Figura 5.1). Cada una presenta características bien definidas, ambas son de edad Eoceno medio y consideradas equivalentes (Figura 5.2). Jorham Contreras 88 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA N VENEZUELA ISLA DE MARGARITA 64º 11º Mioceno - Plioceno Eoceno Cretácico PAMPATAR LAS BERMÚDEZ EL MANGLILLO PUNTA MOSQUITO Ver figura 5.3 FIGURA 5.1 Ubicación de los afloramientos estudiados en la Isla de Margarita FORMACIÓN MIEMBRO Punta Mosquito (425 m) Punta Carnero (1250 m) El Dátil (720 m) Las Bermúdez (450 m) DESCRIPCIÓN FORMACIÓN DESCRIPCIÓN Calizas orbitoidales en la base, con lutitas y areniscas calcáreas. Hacia Hacia la base contacel tope predominan limolitas y lutitas to con un olistolito de calcáreas intercaladas con arenisftanitas y areniscas cas calcáreas y lutitas pelágicas tobáceas cretácicas, seguida de ortoconCapas delgadas de limolitas y glomerados y por Pampatar areniscas calcáreas, con algunas encima wacas, arecalizas orbitoidales. Luego predominan las lutitas fosilíferas con esca- (1000 - 1600 m) niscas conglomeráticas y lutitas. En la sas areniscas calcáreas delgadas. parte intermedia y toLutitas, algunas arenosas, intercalape se caracteriza por ciones de conglomerados lentiintercalaciones monóculares heterogéneos embebidos en tonas de areniscas y matriz lutácea. lutitas con esporádiCaliza Los Bagres: Caliza arrecifal cas calizas. lenticular, rica en corales y foraminíferos de 40 m de espesor. FIGURA 5.2. Tabla esquemática de correlación en el Flysch de Margarita. Unidades definidas por MUÑOZ (1973). Jorham Contreras 89 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA 5.1 ESTRATIGRAFÍA DE LA ISLA DE MARGARITA 5.1.1 Formación Pampatar Los afloramientos de esta unidad se ubican al este de la isla, específicamente en secciones aisladas alrededor de la población de Pampatar. Presenta un espesor compuesto aproximado de 970 m (sección tipo, localidad Punta Gorda, flanco norte del sinclinal) y de 1.150 m (flanco sur del sinclinal). CASAS & MORENO (1986) sugieren en base a secciones y cortes geológicos, un espesor de 1600 m para esta formación. MUÑOZ (1973) estima en la sección tipo un espesor de 1000 m, similar a los 970 m estimados en el presente trabajo para esta localidad. Las secciones más representativas se muestran en la Figura 5.3a, las cuales de manera general representan facies más clásticas que las del Grupo Punta Carnero y consisten de areniscas intercaladas con lutitas y limolitas, con niveles conglomeráticos locales y esporádicas calizas. En la sección tipo la secuencia descansa sobre ftanitas y areniscas tobáceas cretácicas de la Formación Los Frailes. 5.1.1.1 Unidades Estratigráficas La Formación Pampatar aflora en secuencias aisladas al este de la isla de Margarita. La sección tipo está ubicada en la localidad de Punta Gorda, al norte de la población de Pampatar, con un espesor de 780 m, donde se observan cambios de facies a lo largo de la columna estratigráfica, que permiten subdividir esta formación en dos unidades estratigráficas informales. Jorham Contreras 90 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA N PUNTA GORDA Salinas 11° CAMPIARE PAMPATAR MORRO EL VIGÍA PUNTA BALLENA PUNTA MORENO 10 Km FIGURA 5.3 a. Ubicación de los afloramientos de la Formación Pampatar N FM. LAS BERMÚDEZ LAGUNA LAS MERITES FM. EL DÁTIL Manglares AEROPUERTO FM. PUNTA MOSQUITO LA ISLETA 64° PUNTA MOSQUITO 20 Km FIGURA 5.3 b. Ubicación de los afloramientos del Grupo Punta Carnero LEYENDA Mioceno Jorham Contreras Eoceno Cretácico Discordancia Vías 91 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Unidad I: Unidad de areniscas y conglomerados Localidad Punta Gorda Localidad Punta Moreno Unidad II: Unidad de areniscas y lutitas Localidad Punta Gorda – Salinas de Pampatar Localidad Punta Moreno Localidad Punta Ballena Localidad Pampatar Localidad Morro el Vigía Localidad Campiare Unidad I: Unidad de areniscas y conglomerados Aflora en parte basal de la sección de Punta Gorda con un espesor de 190 m (localidad tipo, ubicada al sur del Complejo Turístico LagunaMar). Consta de ortoconglomerados polimícticos (clasificación PETTIJOHN, 1975) con matriz arenosa y sin estratificación (Figura 5.4), intercalados con areniscas, mayormente lenticulares que no sobrepasan los 50 cm. Los clastos son principalmente fragmentos metamórficos, identificados por CASAS & MORENO (1986) como metadacitas, dacitas y metandesitas. Esta unidad descansa discordantemente sobre la Formación Los Frailes de edad Cretáceo, caracterizada por ftanitas y areniscas tobáceas, de color gris oscuro a negro, muy deformada y diaclasada. Esta unidad conglomerática caótica ha sido interpretada como una secuencia “wild flysch” similar a la Formación Las Bermúdez del Grupo Punta Carnero, caracterizada por presentar bloques conglomeráticos y capas lenticulares de areniscas embebidas en una matriz lutitico arenosa. Jorham Contreras 92 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA FIGURA 5.4 Conglomerados basales en la localidad de Punta Gorda. Rumbo de la foto S 50 W. Orientación de las capas N 85 E 45S. En la localidad de Punta Moreno, de manera similar, la unidad consta de areniscas y ortoconglomerados polimícticos con matriz arenosa pobremente escogida. Presenta un espesor de 60 m y, al igual que en Punta Gorda, no presentan estratificación. El contacto basal no es observable, el mismo se encuentra bajo la línea de costa. Composicionalmente los conglomerados están constituidos por fragmentos de roca tipo chert, sedimentarios preexistentes, volcánicas y metamórficas, identificadas por CASAS & MORENO (1986) como andesitas, meta-andesitas, tonalitas, granodioritas, metareniscas, etc. Esta unidad ha sido interpretada como una secuencia “wild flysch” y representa el relleno de cañones submarinos. En estas áreas los sedimentos son transportados como flujos gravitacionales de alta energía soportados por granos, desde las zonas someras hasta zonas más profundas de abanico medio a externo. Las condiciones de alta energía está favorecidas por la pendiente y la presencia de material más fino y fluido, que genera corrientes de turbidez representadas por las intercalaciones arenosas. La similitud en la composición de los clastos observados en ambas localidades sugiere una fuente de aporte en común, asociada a un prisma de acreción y arco magmático del complejo de subducción de las Antillas Menores en la zona caribeña, que durante el Cretácico Tardío - Eoceno estuvo emergido y representa una fuente de aporte de este tipo de fragmentos Jorham Contreras 93 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA para la cuenca eocena, tal como lo plantea el modelo de SPEED (1985), CHEVALIER (1987) y PINDELL & BARRETT (1990), para la evolución de la isla de Margarita y la sedimentación profunda de la secuencia flysch eocena en una posible cuenca retroarco. Unidad II: Unidad de areniscas y lutitas Esta unidad descansa suprayacente a la unidad de areniscas y conglomerados y se identificó tanto en la Formación Pampatar como en el Grupo Punta Carnero. Las secciones más representativas de esta unidad en la Formación Pampatar están ubicadas en las localidades de Punta Gorda, Punta Moreno, Punta Ballena, Morro el Vigía y Campiare. En el Grupo Punta Carnero, está unidad se reconoce en el tope de la sección del aeropuerto y en la costa de Punta Mosquito, localidad La Isleta. Está constituida por intercalaciones de areniscas y lutitas, localmente limolíticas con esporádicas calizas y niveles conglomeráticos. En base a sus características sedimentológicas y estratigráficas puede ser dividida en tres intervalos: basal, medio y superior. Intervalo Basal Se caracteriza por areniscas de grano medio a grueso intercaladas con lutitas y esporádicos intervalos conglomeráticos. Las areniscas representan un 60 – 80% de la secuencia, son de color gris claro y meteorizan a pardo, presentan un espesor entre 40 cm y 1 m; frecuentemente se observan capas con base erosiva y también capas estratificadas que pueden alcanzar los 2,5 m de espesor. Este intervalo aflora en las localidades de Punta Gorda y Punta Moreno. Jorham Contreras 94 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Localidad Punta Gorda – Salinas de Pampatar La unidad presenta un espesor aproximado de 590 m, en parte cubierto por las Salinas de Pampatar. De base a tope se identifican los siguientes intervalos: .- Lutitas estériles con capas lenticulares de areniscas. Espesor 300 m. .- Lutitas intercaladas con areniscas masivas de grano grueso, las cuales se van incrementando progresivamente hasta conformar un 70% de la secuencia. Espesor 70 m. .- Cubierto, salinas de Pampatar. Espesor calculado 80 m. .- Intercalaciones de areniscas y lutitas en proporciones casi equivalentes, con espesores individuales entre 1cm y 1 m. Las areniscas pueden formar paquetes de hasta 8 m de espesor. Espesor 140 m. Las areniscas son de color gris claro, algunas con tonalidad más oscura y en general meteorizan a pardo, de granulometría predominante media a gruesa y se observan cambios laterales de espesor, entre 10 y 80 cm. Las lutitas son de color gris, bastante friables, con espesores variables entre 1cm y 1 m, que se incrementan observándose paquetes lutítico-arenosos de hasta 10 m. Las estructuras sedimentarias se presentan en las capas de areniscas, siendo las más comunes estratificación gradada, laminación y estratificación paralela, rizaduras, huellas de carga (Figura 5.5), laminación convoluta y laminación cruzada festoneada (secuencia Ta-b, Ta-c y Tb-d de BOUMA, 1962). Se observan horizontes de concreciones en los intervalos lutíticos. Jorham Contreras 95 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA a b 8 cm 10 cm FIGURA 5.5. Estructuras sedimentarias en la localidad de Punta Gorda. a) Huellas de carga y b) Rizaduras de corriente. Localidad Punta Moreno Al igual que en Punta Gorda, descansa estratigráficamente por encima de la unidad de areniscas y conglomerados I; se observa intensamente deformada y presenta un espesor aproximado de 100 m (Figuras 5.6 y 5.7). Está constituida por areniscas con espesores individuales entre 5 y 50 cm, en algunos casos se observan estratificadas y formando paquetes de hasta 3 m de espesor, intercaladas con limolitas delgadas de 1 a 30 cm, con algunos niveles de ortoconglomerados que no sobrepasan los 40 cm. Las areniscas son de color gris claro y meteorizan pardo, de grano medio a grueso, en ocasiones calcáreas, intercaladas con limolitas de color gris oscuro, friables y muy deformadas amoldándose a las capas más competentes. Las capas conglomeráticas se presentan intercaladas con las areniscas, son de color y apariencia muy similar, pero de granulometría más gruesa, soportados por granos tamaño gránulos. Algunas capas de areniscas presentan internamente cuerpos ovalados de color gris más oscuro, alineados paralelos a la estratificación. A nivel petrográfico se observó que estos cuerpos representan zonas con cementación calcítica, a diferencia del resto de la capa en donde el cemento es silíceo (Figuras 5.8 y 5.9). Jorham Contreras 96 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA En la localidad de Punta Ballena algunas capas presentan estas mismas características. FIGURA 5.6 40 cm Afloramientos en la localidad de Punta Moreno, parte media de la sección. Areniscas de grano medio intercaladas con limolitas laminadas. Rumbo de la foto N 40 W. Orientación de las capas N70E 38N. Las estructuras sedimentarias identificadas son huellas de carga en la base de las areniscas, estratificación masiva, gradada y cruzada, laminación paralela en algunas limolitas y pequeñas rizaduras (secuencia Ta-b, Ta-c y Tb-c de BOUMA, 1962). Tectónicamente está localidad presenta intensa deformación, evidenciada por plegamiento en las capas de areniscas (incluso en las de mayor espesor y más competentes), abundantes diaclasas y fracturas, algunas con desplazamiento, interpretadas como fallas inversas de alto ángulo de buzamiento (Figura 5.7). FIGURA 5.7. Secuencia plegada y fallada de Punta Moreno, tope de la sección. Rumbo de la foto S 45 E. Orientación de las capas N65W 45N. Jorham Contreras 97 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA FIGURA 5.8 Areniscas con cementación calcítica diferencial. Localidad Punta Moreno, tope de la sección. Rumbo de la foto N 80 W. Horizontes calcáreos Orientación de las capas N70W 85 N. FIGURA 5.9 Areniscas con cementación calcítica diferencial. Localidad Punta Moreno, parte Horizontes calcáreos media de la sección. Rumbo de la foto N 50 W. Orientación de las capas N75E 25N. Intervalo Medio Se caracteriza por areniscas de grano fino a grueso, intercaladas con limolitas y escasos niveles de ortoconglomerados y calizas. Las areniscas representan un 50-75% de la secuencia, son de color gris claro, meteorizan a pardo y marrón ocre y presentan espesores entre 5 y 60 cm. Las limolitas aumentan en proporción con respecto al intervalo basal, mientras que los intervalos conglomeráticos son menos abundantes. Aflora en la localidad de Punta Ballena y hacia el tope de la localidad de las Salinas de Pampatar. Jorham Contreras 98 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Localidad Punta Ballena Esta ubicada al sur de las salinas de Pampatar, en la costa de Punta Ballena, cercana a la capitanía de Puerto. La secuencia consta de 103 m de espesor, caracterizada hacia la base por intercalaciones de areniscas (75%) con limolitas (20%), algunas arcilitas y niveles conglomeráticos locales (5%). Hacia el tope las areniscas disminuyen en proporción (50%), mientras que las limolitas aumentan (45%). Las areniscas son de grano fino a medio, color gris claro y meteorizan a pardo. Presentan espesores individuales entre 5 y 60 cm. En algunos casos se observan paquetes de capas estratificadas de grano grueso que alcanzan los 3 m de espesor. Las limolitas son de color marrón, más delgadas, bastantes friables y laminadas, con espesores promedio entre 5 y 40 cm, que hacia el tope aumentan en espesor y frecuencia de los intervalos (Figura 5.10). Localmente se observan lentes de arcilitas con espesores máximos de 5 cm no muy fáciles de distinguir. Los conglomerados presentan la mismas tonalidades que las areniscas, son de tipo ortoconglomerados polimícticos con espesores entre 60 cm y 2 m, compuestos por fragmentos de tamaño gránulos a guijarros, algunos con lentes de areniscas, que presentan cementación calcítica en algunos casos. a. Tope b. Base FIGURA 5.10 a y b. Intercalaciones de areniscas y limolitas en la Localidad de Punta Ballena. Obsérvese la disminución en la proporción de areniscas hacia el tope de la sección. Rumbo de la foto N 80 W. Orientación de las capas E-W. Jorham Contreras 99 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA FIGURA 5.11. Areniscas con cementación calcítica diferencial. Localidad Punta Ballena, parte media de la sección. Rumbo de la foto N 75 W. Orientación de las capas N85E 25N. Se observan abundantes estructuras sedimentarias deformacionales, mayormente en las capas de areniscas, tales como huellas de carga y pliegues “slump” (Figura 5.12). Otras estructuras presentes son estratificación gradada y masiva, laminación paralela, laminación convoluta (Figura 5.13), estratificación paralela, laminación cruzada, estratificación cruzada y rizaduras (abarcando la secuencia Ta-c, Ta-d y Tb-d de BOUMA, 1962). b a FIGURA 5.12 a y b. Pliegues slump en la zona media de la sección Punta Ballena. Rumbo de la foto E-W. Jorham Contreras 100 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA a b 10 cm 10 cm FIGURA 5.13 Estructuras sedimentarias en la localidad Punta Ballena a) Laminación paralela y b) Laminación convoluta. Intervalo Superior Se caracteriza por intercalaciones monótonas de areniscas y limolitas, en proporciones equivalentes, con intervalos muy esporádicos de ortoconglomerados, paraconglomerados y areniscas calcáreas con espesores máximos de 20 cm. Las areniscas son de color gris, meteorizan a pardo, de grano muy fino a medio y presentan espesores entre 10 y 60 cm. Las limolitas son de color gris, laminadas y presentan lentes de arcilitas. Aflora en las localidades de Morro El Vigía, Campiare y pequeños cortes de carretera en la ciudad de Pampatar. Localidad Morro El Vigía Está ubicada al norte de la localidad de Punta Ballena infrayacente, separadas por la zona residencial aledaña a la costa, alcanzando una altitud aproximada de 70 m sobre el nivel del mar. En general la secuencia se caracteriza por intercalaciones monótonas de areniscas (60%), algunas calcáreas, y limolitas (40%), (Figura 5.14). La proporción de limolitas se incrementa hacia el tope hasta alcanzar un 50%, así como se presentan esporádicos niveles lutíticos y conglomeráticos de espesor máximo 20 cm. Jorham Contreras 101 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Las areniscas son de color gris a marrón claro que meteorizan a ocre y localmente se observan colores de oxidación. El tamaño de grano va de fino a medio, las capas presentan espesores entre 8 y 40 cm, con cambios laterales no muy marcados. Las limolitas presentan colores similares, son friables y con espesor entre 1 y 10 cm. La proporción de areniscas disminuye con respecto a Punta Ballena, al igual que los intervalos conglomeráticos y capas calcáreas. 2m 2m FIGURA 5.14. Intercalaciones monótonas de areniscas y limolitas de la localidad Morro El Vigía. Rumbo de la foto N 30 E. Orientación de las capas N70E 10N - 30N. Las estructuras sedimentarias más comunes en las capas de areniscas son huellas de carga, laminación paralela y estratificación paralela. Se observan pliegues “slumps”, flexuras locales y “ball and pillow” en la parte media de la sección, las cuales están caracterizadas por cantos arcillosos de color gris embebidos en capas de areniscas color marrón. Los turboglifos son muy comunes y la secuencia Ta-b, Ta-c y Tb-d de BOUMA (1962). 20 cm 30 cm FIGURA 5.15. Estratificación lenticular. Localidad Morro El Vígia Jorham Contreras FIGURA 5.16. Estratificación cruzada. Localidad Campiare 102 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Localidad Campiare Está ubicada al oeste de las salinas de Pampatar, dentro del conjunto residencial Terrazas del Mar, el cual fue construido recientemente y permite observar nuevos cortes de la sección eocena. La secuencia consta de 140 m de intercalaciones monótonas de areniscas y limolitas. El intervalo basal de la sección está conformado por areniscas y limolitas, de color marrón ocre que meteorizan a rojo ladrillo producto de la oxidación. Las areniscas son de grano fino, presentan espesores entre 10 y 60 cm, se encuentran intercaladas con limolitas delgadas de espesor menor a 10 cm que aumentan en proporción hacia el tope. Las estructuras sedimentarias observadas en las areniscas son estratificación gradada, laminación paralela, estratificación paralela y huellas de carga. Localidad Pampatar Esta localidad está representada por los afloramientos aislados dentro de la población de Pampatar, producto de cortes por pequeñas edificaciones y nuevas avenidas, caracterizados por afloramientos con espesores máximos de 45 m. En general son muy similares a la localidad Morro El Vigía. Se caracterizan por intercalaciones monótonas de areniscas y limolitas, con intervalos locales de paraconglomerados, ortoconglomerados y capas de areniscas calcáreas aisladas. Las areniscas son de color gris claro y meteorizan a ocre, tamaño de grano muy fino a medio, con espesores entre 5 y 30 cm. Las limolitas presentan espesores entre 1 y 10 cm, de color gris a marrón, friables y laminadas. Las estructuras sedimentarias se presentan mayormente en las capas de areniscas y algunas en limolitas, siendo las más comunes huellas de carga, Jorham Contreras 103 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA laminación paralela, estratificación paralela, y raramente se observa laminación y (1.360 m) Grupo Punta Carnero (535 m) Fm. Las Bermúdez (970 m) Formación Pampatar Fm. Los Frailes Fm. El Dátil (745 m) (190 m) Loc. Campiare (780 m) Loc. Punta Gorda – Salinas de Pampatar U. de areniscas conglomeráticas Unidad de areniscas y lutitas (80 m) Fm. Punta Mosquito estratificación cruzada festoneada. Fm. Los Robles FIGURA 5.17 Columnas estratigráficas esquematizadas de las localidades tipo de la Formación Pampatar y del Grupo Punta Carnero. Jorham Contreras 104 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA 5.1.1.2 Edad En la Formación Pampatar no se encontró fauna indicativa de edad, por esta razón, tomando en cuenta las características litológicas y estratigráficas, esta unidad se considera equivalente lateral del Grupo Punta Carnero de edad Eoceno Medio, zonas Morozovella lehneri - Orbulinoides beckmmanni, de TOUMARKINE & LUTERBACHER (1985) (Tabla 5.7). La muestras de lutitas recolectadas a lo largo de toda la unidad resultaron estériles, con la excepción de algunos fragmentos de algas Lithothamnium sp. y foraminíferos bénticos identificados como Operculinoides sp., Discocyclina sp. y Lepidocyclina sp., retransportados probablemente por corrientes turbidíticas. 5.1.1.3 Análisis Petrográfico de la Formación Pampatar En la Formación Pampatar se analizaron petrográficamente 48 muestras (Anexo VII) clasificadas como: 3 limolitas (6%), 36 areniscas (75%), 7 grauwacas (15%), 1 conglomerado (2%) y 1 ftanita (2%). Las técnicas, clasificaciones y modelos diagenéticos empleados están detallados en el marco metodológico. Limolitas Están compuestas monocristalino ígneo y principalmente metamórfico, por y cuarzo fragmentos (13-30%) de de (10-15%) roca tipo principalmente chert y sedimentarios. Los feldespatos no sobrepasan el 9%. La matriz se presenta en baja proporción (2-4%) y está constituida por minerales de arcillas. El cemento calcítico es abundante y se presenta entre 20 y 33%, con cantidades menores de sílice (0-3%). Jorham Contreras 105 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Areniscas y Grauwacas Están compuestas principalmente por cuarzo y fragmentos de roca con feldespatos en menor proporción. La cementación predominante es carbonática y la matriz arcillosa. Según la clasificación de PETTIJOHN et al. (1972) se identificaron los siguientes litotipos: arenitas líticas y grauwacas líticas (Tablas 5.1 y 5.2). Arenitas líticas: Compuestas principalmente por fragmentos de roca tipo chert, sedimentarios y volcánicos, con valor promedio entre 15 y 35%, predominando el chert (10-15%). El cuarzo mayoritario es de tipo ígneo plutónico monocristalino (10-25%), con cantidades menores de cuarzo metamórfico monocristalino (8-15%) y policristalino (6-10%). Los feldespatos identificados son ortosa (5 - 10%) y plagioclasas (1 - 4%). Es importante resaltar que los procesos diagenéticos de alteración y reemplazo muchas veces dificultan la identificación de los feldespatos y fragmentos de roca. Los tipos de cemento identificados son calcita (5 - 20%), con trazas de dolomita (~1%) de tipo secundaria y sílice con valores entre 2 - 10%. El contenido de matriz oscila entre 2 y 14%, constituida principalmente por minerales de arcilla detríticos, y en menor proporción micrita (1 - 5%). Los minerales autigénicos alcanzan el 3%, siendo principalmente glauconita y hematita. Los minerales accesorios oscilan entre 2 y 3%, observándose en orden decreciente de abundancia muscovita, epidoto y biotita, además de fósiles como componentes accesorios. Grauwacas líticas: Mineralógicamente son muy similares a las areniscas líticas, incrementan el contenido de fragmentos de roca a un 20 - 30%, de tipo predominante chert (5 - 12%), sedimentarios (9 - 15%) y volcánicos (3 - 6%) con cantidades menores de metamórficos. El cuarzo, también en cantidad dominante, oscila entre 23 y 35%, de tipo ígneo monocristalino y metamórfico monocristalino Jorham Contreras 106 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA en proporciones similares (8 - 12%). Los feldespatos, al igual que en las areniscas líticas,están en menor proporción y se mantienen entre 6 y 12%, siendo la ortosa el mineral mayoritario. El contenido de matriz varía entre 15 y 30%, formada por arcillas detríticas (~20%). Adicionalmente, se observó pseudomatriz (término introducido por DICKINSON, 1970, para designar los minerales de arcilla producto de la deformación de fragmentos mecánicamente inestables, por efecto de la compactación durante la diagénesis), que puede dar una apreciación sobreestimada del porcentaje de matriz. Se observa una disminución en la proporción de cemento, predominantemente calcita (3 - 13%), con cantidades menores de sílice (1 - 5%) y óxidos de hierro alrededor del 1%. Grauwaca feldespática: Se observó solo una muestra de este tipo de roca, la cual es muy similar a las grauwacas líticas descritas con anterioridad, diferenciándose únicamente en la disminución de la proporción de fragmentos líticos y aumento en la proporción de feldespatos, los cuales se presentan en cantidades casi equivalentes de 18 y 21%, respectivamente. La proporción de matriz de minerales de arcillas y cemento de calcita permanece en 16 y 17%, respectivamente. Conglomerados Se realizó el análisis petrográfico a una muestra, la cual resultó de tipo ortoconglomerado polimíctico. Los clastos son ígneos (45%) de origen plutónico principalmente, sedimentarios (40%) de areniscas y limolitas, y en menor proporción metamórficos (5%). La matriz (7%) es lutítico-arenosa y mal escogida, mientras que el cemento (4%) está representado por calcita y óxidos de hierro. Jorham Contreras 107 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA TABLA 5.1 Descripción petrográfica textural de las areniscas de la Formación Pampatar TEXTURA MUESTRAS Tamaño de Grano CAM 09 A. Muy fina CAM 06 A. Media CAM 03 A. Media CAM 01 A. Media X X CAM 13 A. Gruesa X PBV 15 A. Fina X X PBV 18 A. Fina X X PBV 21 A. Muy fina X PBV 20 A. Muy fina X X 60,5 PBV 22 A. Fina X X 65,0 PBV 25 A. Media X X X 63,0 PBV 28 A. Fina X X X PBV 29 PBV 31 A. Fina A. Muy fina X X X PB 15 A. Fina X PB 13 A. Fina PB 12 A. Muy fina PB 11 A. Muy fina PB 7A A. Fina PB 07 A. Fina PB 05 A. Muy fina PB 03 PB 01 A. Fina A. Fina X X PPS 01 A. Muy fina X PPS 02 A. Muy fina PPS 03 PPS 04 A. Fina A. Fina X X PAM 01 A. Fina X PAM 03 A. Fina X PAM 06 A. Muy fina X ESCOGIMIENTO MbE BE MedE REDONDEZ ME A SA X SR R Granos Matriz Cemento X X 70,0 5,0 25,0 0,0 73,5 6,0 20,5 0,0 X X X X Porosidad 72,0 8,0 20,0 0,0 65,0 5,0 30,0 0,0 X 67,0 14,0 19,0 Tz X X 71,0 12,0 16,0 1,0 X X 63,5 2,0 34,0 0,5 X X 68,0 8,0 24,0 0,0 4,5 35,0 0,0 7,0 28,0 Tz 5,0 32,0 0,0 84,0 5,0 11,0 0,0 61,0 71,0 12,0 22,0 27,0 7,0 0,0 0,0 X X X X X X X X X X X X X X X X X COMPOSICIÓN X 65,0 4,0 31,0 0,0 65,0 2,0 33,0 Tz 84,0 5,0 11,0 Tz 73,0 5,0 21,0 1,0 X 60,0 29,0 11,0 0,0 X X X 62,0 4,0 34,0 Tz X X X 55,0 25,0 20,0 Tz X X X X 65,0 83,0 5,0 4,0 30,0 13,0 0,0 0,0 X 67,0 17,0 16,0 0,0 X 76,0 4,0 20,0 Tz X X 70,0 65,0 4,0 19,0 26,0 16,0 0,0 0,0 0,0 X X X X 70,0 8,0 22,0 X X 73,0 7,0 20,0 0,0 X X 78,0 7,0 15,0 0,0 PAM 08 A. Muy fina X X X X 77,0 7,0 16,0 Tz PAM 10 A. Muy fina X X X X 68,0 15,0 17,0 0,0 PAM 14 A. Muy fina X X X 67,0 4,5 28,5 0,0 PAM 13 A. Fina X X X 74,0 4,0 21,0 1,0 PAM 12 PAM 11 A. Media A. Muy fina X X X X X X X 78,0 74,0 8,0 5,0 13,0 20,0 1,0 1,0 PG 10 A. Fina X X X 77,0 5,0 14,0 4,0 PG 12 A. Fina X X 72,0 12,0 16,0 0,0 PG 13 A. Muy fina X X 62,0 6,0 32,0 Tz PG 14 A. Fina X X X 80,0 5,0 12,0 3,0 PG 09 A. Fina X PG 06 A. Muy fina PG 05 PG 04 A. Muy fina A- Muy fina X X X 82,5 4,0 12,0 1,5 X X X X 67,0 16,0 17,0 0,0 X X X X 61,0 67,0 1,5 25,0 37,5 7,0 0,0 1,0 LEYENDA CAM: Campiare; PBV: Morro El Vigía; PB: Punta Ballena; PPS: Paraíso; PAM: Punta Moreno; PG: Punta Gorda. MbE: muy bien escogido; BE: bien escogido; MedE: medianamente escogido; ME: mal escogido; A: angulosos; SA: subangulosos; SR: subredondeados; R: redondeados Jorham Contreras 108 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA TABLA 5.2 Descripción petrográfica composicional de las areniscas de la Formación Pampatar COMPOSICIÓN MUESTRAS CUARZO FELDESPATOS FRAG. ROCA CLASIFICACIÓN RECALCULO (100%) ACCESORIOS Nombre Qz. Feld FR Matriz CAM 09 36,0 8,0 24,0 2,0 52,9 11,8 35,3 5,0 Arenita Lítica CAM 06 37,0 9,5 25,0 2,0 51,7 13,3 35,0 6,0 Arenita Lítica CAM 03 28,0 7,0 35,0 2,0 40,0 10,0 50,0 8,0 Arenita Lítica CAM 01 28,0 7,0 29,0 1,0 43,8 10,9 45,3 5,0 Arenita Lítica CAM 13 30,0 6,0 29,0 2,0 46,2 9,2 44,6 14,0 Arenita Lítica PBV 15 31,0 12,0 26,0 2,0 44,9 17,4 37,7 12,0 Arenita Lítica PBV 18 28,0 12,5 20,0 3,0 46,3 20,7 33,1 2,0 Arenita Lítica PBV 21 31,0 9,0 26,0 2,0 47,0 13,6 39,4 8,0 Arenita Lítica PBV 20 26,5 9,0 23,5 1,5 44,9 15,3 39,8 4,5 Arenita Lítica PBV 22 31,0 4,0 28,0 2,0 49,2 6,3 44,4 7,0 Arenita Lítica PBV 25 32,5 8,0 20,0 2,5 53,7 13,2 33,1 5,0 Arenita Lítica PBV 28 36,5 9,0 36,0 2,5 44,8 11,0 44,2 5,0 Arenita Lítica PBV 29 PBV 31 30,0 26,0 6,0 12,0 23,0 30,0 2,0 3,0 50,8 38,2 10,2 17,6 39,0 44,1 12,0 22,0 Arenita Lítica Grauwaca Lítica PB 15 19,0 7,0 39,0 Tz 29,2 10,8 60,0 4,0 Arenita Lítica PB 13 30,0 11,5 21,0 2,5 48,0 18,4 33,6 2,0 Arenica Lítica PB 12 36,0 8,5 38,0 1,5 43,6 10,3 46,1 5,0 Arenita Lítica PB 11 26,0 5,0 39,0 3,0 37,1 7,1 55,7 5,0 Arenita Lítica PB 7A 23,0 6,0 27,5 3,5 40,7 10,6 48,7 29,0 Grauwaca Lítica PB 07 34,0 6,0 21,0 1,0 55,7 9,8 34,4 4,0 Arenita Lítica PB 05 24,0 8,0 21,0 2,0 45,3 15,1 39,6 25,0 Grauwaca Lítica PB 03 PB 01 30,0 41,0 4,0 6,0 30,0 34,0 1,0 2,0 46,9 50,6 6,3 7,4 46,9 42,0 5,0 4,0 Arenita Lítica Arenita Lítica Grauwaca Lítica PPS 01 27,0 10,0 27,5 2,5 41,9 15,5 42,6 17,0 PPS 02 33,0 12,0 30,0 1,0 44,0 16,0 40,0 4,0 Arenita Lítica PPS 03 PPS 04 30,0 32,0 8,0 10,0 30,0 22,0 2,0 1,0 44,1 50,0 11,8 15,6 44,1 34,4 4,0 19,0 Arenita Lítica Grauwaca Lítica PAM 01 28,5 1,0 28,0 2,5 49,6 1,7 48,7 8,0 Arenita Lítica PAM 03 33,0 9,0 28,0 3,0 47,1 12,9 40,0 7,0 Arenita Lítica PAM 06 33,5 12,0 29,5 3,0 44,7 16,0 39,3 7,0 Arenita Lítica PAM 08 34,0 9,0 31,5 2,5 45,6 12,1 42,3 7,0 Arenita Lítica PAM 10 27,0 10,0 28,0 3,0 41,5 15,4 43,1 15,0 Grauwaca Lítica PAM 14 31,0 8,0 25,5 2,5 48,1 12,4 39,5 4,5 Arenita Lítica PAM 13 33,5 8,5 29,0 3,0 47,2 12,0 40,8 4,0 Arenita Lítica PAM 12 PAM 11 36,0 35,0 14,0 11,0 26,0 26,0 2,0 2,0 47,4 48,6 18,4 15,3 34,2 36,1 8,0 5,0 Arenita Lítica Arenita Lítica PG 10 34,5 13,5 28,0 1,0 45,4 17,8 36,8 5,0 Arenita Lítica PG 12 35,0 12,5 22,0 2,5 50,4 18,0 31,7 12,0 Arenita Lítica PG 13 31,0 6,0 23,0 2,0 51,7 10,0 38,3 6,0 Arenita Lítica PG 14 39,5 7,5 32,0 1,0 50,0 9,5 40,5 5,0 Arenita Lítica PG 09 42,0 13,0 25,5 2,0 52,2 16,1 31,7 4,0 Arenita Lítica PG 06 26,0 20,0 19,0 2,0 40,0 30,8 29,2 16,0 Grauwaca Feldespática PG 05 PG 04 30,0 32,0 10,0 12,0 20,0 22,0 1,0 1,0 50,0 48,5 16,7 18,2 33,3 33,3 1,5 25,0 Arenita Lítica Grauwaca Lítica LEYENDA CAM: Campiare; PBV: Morro El Vigía; PB: Punta Ballena; PPS: Paraíso; PAM: Punta Moreno; PG: Punta Gorda. Jorham Contreras 109 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA 5.1.2 Grupo Punta Carnero La sección tipo esta ubicada al noroeste del aeropuerto Internacional Santiago Mariño, en la localidad de Las Bermúdez - El Manglillo, cercana al Yaque. Presenta un espesor de 1.360 m aproximadamente, truncado por erosión o cubierto por formaciones mio-pliocenas subhorizontales y aluviones. La secuencia se caracteriza por calizas, areniscas y lutitas intercaladas con conglomerados hacia la base. Hacia la base, aproximadamente a 1,5 km de la carretera al norte del aeropuerto, se reconocen topográficamente algunas lomas alineadas, de 5 m de altitud, paralelas a la orientación de las capas, las cuales representan el miembro basal calcáreo que lateralmente pasa a intercalaciones de conglomerados y areniscas. Luego se distinguen aproximadamente 600 m hacia el sur, de relieve poco accidentado y cubierto con vegetación xerófila, que representa la Formación Las Bermúdez. El contacto con la Formación El Dátil suprayacente, está ubicado en el tope de la secuencia calcárea que genera otras prominencias topográficas con la misma orientación similares a las observadas en la parte basal, las cuales marcan el inicio de un extenso valle con quebradas intermitentes, que representa las lutitas con esporádicas calizas y areniscas de esta formación (Figura 5.19). Aproximadamente, 900 m al sur se ubica el contacto con la Formación Punta Mosquito suprayacente, específicamente en las inmediaciones de la cabecera de pista del aeropuerto, en el área restringida al sur de la carretera hacia Porlamar, donde se presenta un cerro de poca altitud, constituido por calizas, areniscas calcáreas y lutitas. Jorham Contreras 110 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA 500 m FIGURA 5.18. Corte esquemático del Grupo Punta Carnero. Sección tipo Tomado de CHEVALIER (1987) 5.1.2.1 Unidades Estratigráficas Formación Las Bermúdez El contacto basal se observa entre el miembro informal de calizas Los Bagres y los esquitos verde-grisáceos con marcada foliación de la Formación Los Robles, interpretado por MUÑOZ (1973) como un contacto discordante. El miembro calcáreo de Los Bagres presenta color gris claro cremoso, alto contenido de corales, algas y microfósiles, con un espesor aproximado de 28 m que disminuye lateralmente. Se observa estratificación semivertical y a pesar de ser un bloque transportado (olistolito) mantiene una orientación similar a las capas del resto de la formación. La edad y origen de la caliza Los Bagres es controversial, ya que en base al contenido de corales, KUGLER (1957) le asignó una edad Oligoceno y posteriormente TAYLOR (1960) la consideró discordante con el Grupo Punta Carnero y le atribuyó una edad Paleoceno - Eoceno Temprano. JAM & MÉNDEZ (1962) la consideraron, en acuerdo con GONZÁLEZ DE JUANA (1947), como un miembro concordante de la Formación Las Bermúdez, caracterizado por una masa Jorham Contreras 111 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA lenticular de caliza arrecifal. BERMÚDEZ & GÁMEZ (1966) consideran que la opinión de González de Juana es las más acertada y mantienen de manera dudosa la edad de este miembro como Eoceno Temprano. El contacto entre el miembro calcáreo Los Bagres y la sección suprayacente es abrupto. Dicha sección se caracteriza por bloques y capas lenticulares de conglomerados, areniscas y calizas, embebidos en una matriz lutítico arenosa, con un espesor de 535 m. Es importante resaltar que la poca continuidad en los afloramientos y la densa vegetación, dificulta la elaboración de una columna continua, de aquí las diferencias en los espesores reportados por BERMÚDEZ & GÁMEZ (1966), 700 m, MUÑOZ (1973), 450 m y CASAS & MORENO (1986), 690 m . Los conglomerados son mayormente calcáreos, de colores claros, con espesores entre 25 y 50 cm, compuestos por fragmentos redondeados y mal escogidos, de tamaño gránulos a peñas, de composición muy heterogénea, presentando fragmentos de chert, tobas, lavas, andesitas, brechas volcánicas, calizas, metadacitas, areniscas líticas, grauwacas calcáreas, etc. (CASAS & MORENO, 1986), que pueden ser clasificados como paraconglomerados polimícticos (PETTIJOHN, 1975) embebidos en una matriz lutítico-arenosa. La proporción de los conglomerados disminuye hacia el tope de la formación. Las calizas son de color crema amarillento, con espesores promedio de 40 cm, de textura microgranular y altamente meteorizadas, generando una costra superficial que podría considerarse caliche, la cual dificulta la estimación de los espesores y es bastante común. También se observan bloques dispuestos de manera caótica y embebidos en una matriz arenosa, los cuales presentan mayor espesor (alrededor de 80 cm) y son de color gris claro, muy similar al miembro Los Bagres. En algunos casos es muy difícil distinguirlas de las areniscas calcáreas que son también abundantes. Jorham Contreras 112 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Hacia el tope, cercano al contacto con la formación El Dátil, las calizas están constituidas principalmente por foraminíferos de aguas someras y fragmentos de algas, los cuales constituyen material transportado desde la plataforma hasta ambientes de aguas profundas, actuando como clastos carbonáticos y originando lo que MUÑOZ (1973) designó calciturbiditas. Las areniscas son de color gris claro, de grano medio a grueso, de moderadamente a mal escogidas, granos subangulosos a subredondeados, con espesores variables entre 10 cm y 1 m aproximadamente. Las lutitas son de color gris claro, meteorizan a pardo y en algunos casos alcanzan espesores de hasta 5 m. Se presentan intercaladas con areniscas, areniscas calcáreas y calizas delgadas, con esporádicos bloques y capas de lenticulares de conglomerados. FALLA DEXTRAL FIGURA 5.19. Capas de calizas orbitoidales y areniscas calcáreas hacia la base de la Formación Las Bermúdez. Rumbo de la foto N 30 W. Estructuras Sedimentarias Las estructuras sedimentarias observadas son variadas, predominando los turboglifos en la base de las areniscas y areniscas calcáreas, los cuales son poco prominentes y tiene una longitud inferior a los 10 cm. Las huellas de carga también Jorham Contreras 113 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA son comunes en la base de algunas capas de areniscas y muchas veces dificultan la observación de los anteriores. Los intervalos Ta-b, Ta-c y Tb-d de la secuencia BOUMA (1962) son muy comunes en las capas de areniscas e incluso en las conglomeráticas. En estos ciclos están incluidas la estratificación masiva y gradada, laminación paralela, cruzada y convoluta (Figura 5.21), aunque también se presentan en capas aisladas. La estratificación y acuñamiento también son muy comunes. Los pliegues “slump” se observan a pequeña escala y son menos abundantes que en la Formación Pampatar. Las estructuras orgánicas o trazas de organismos son escasas, se observan en la base de las capas más competentes y se distinguen algunos ejemplares de Paleodiction sp. y otras no identificadas, así como bioturbaciones subparalelas a la estratificación. Edad Las lutitas presentan escaso contenido paleontológico y sólo se han reportado ejemplares de Discocyclina grimsdalei y Nummulites sp. (MUÑOZ, 1973) que indican una edad Paleoceno – Eoceno Temprano, en donde este autor hace la salvedad de la mezcla de fauna durante el Eoceno Medio. FURRER (1985) en comunicación personal a CASAS & MORENO (1986) le asigna una edad Eoceno Medio. En el presente trabajo se determinó una edad Eoceno Medio, Zona Globigerinatheka subconglovata, en base a la última aparición de la Hastigerina bolivariana, además de la presencia de las especies Turborotalia griffinae, Acarinina broedermanni y Globigerinoides higginsi, del Eoceno Medio - Tardío (Tabla 5.6). Jorham Contreras 114 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Formación El Dátil El contacto basal es abrupto y se establece en el tope de la última capa de calizas orbitoidales, la cual forma parte de un paquete de intercalaciones de calizas, lutitas y areniscas calcáreas, de aproximadamente 30 m de espesor, definido por KUGLER (1957) como “Horizonte inferior de Orbitoides”, ubicado en el tope de la Formación Las Bermúdez. La Formación El Dátil presenta un espesor de 745 m aproximadamente, el cual no difiere del asignado por PALOMBO (1950 en MUÑOZ 1973), pero difiere del asignado por KUGLER (1957) de 840 m. Está caracterizada por arcilitas pelágicas con escasas areniscas calcáreas, limolitas y calizas orbitoidales en la base, que disminuyen hacia el tope de la sección. Se observan escasas areniscas y calizas delgadas (mayormente lenticulares), que raramente sobrepasan los 60 cm de espesor. Las arcilitas son de color gris claro y meteorizan a pardo y verde oliva, ricas en foraminíferos, con abundantes horizontes de concreciones y costras de yeso. Topográficamente generan un extenso valle cortado por quebradas intermitentes (Figura 5.20). El contacto superior con la Formación Punta Mosquito en la sección cercana al aeropuerto es abrupto, y se establece en la base de la primera caliza orbitoidal, con espesor de 60 cm, que forma parte de un paquete similar al observado en el tope de la Formación Las Bermúdez. Estructuras Sedimentarias En las capas competentes aisladas se pueden observar estructuras tales como huellas de carga, laminación paralela, cruzada y convoluta, incluyendo los intervalos Tb-c y Ta-c de la secuencia BOUMA (1962). También se observan Jorham Contreras 115 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA huellas fósiles, entre las cuales se reconocieron Paleodiction sp., Nereites sp., Lorenzinia sp., Spirorhaphe sp. y otras no identificadas, pero posiblemente corresponden con huellas de pastoreo (Pasichnia) y repteo (Repichnia). Edad Ha sido establecida en base al contenido de foraminíferos planctónicos y bénticos, los cuales fueron ampliamente estudiados por BERMÚDEZ & GÁMEZ (1966), quienes asignaron edad Eoceno Medio en base a las zonas definidas Globigerapsis kugleri y Globorotalia lehneri. MUÑOZ (1973) considera una edad Eoceno Medio parte terminal, zona Truncorotaloides rohri, y señala que la fauna es redepositada dentro de toda la sección turbidítica. En el presente trabajo se establece para la Formación El Dátil una edad Eoceno Medio, comprendida en las Zonas Globigerinatheka subconglobata, Morozovella lehneri y Orbulinoides beckmanni (Tabla 5.6). VALLE EL DÁTIL FIGURA 5.20 Contacto basal de la Formación El Dátil, marcado por paquete de calizas orbitoidales intercaladas con areniscas calcáreas que generan altos topográficos. Rumbo de la foto N 20 W. Jorham Contreras 116 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Formación Punta Mosquito Está ubicada en el tope del Grupo Punta Carnero y geográficamente más al sur, en la sección cercana al aeropuerto. En esta zona presenta un espesor aproximado de 80 m, cubierto en el tope por aluvión y en algunas zonas por la Formación Cubagua, mio-pliocena y La Formación El Manglillo del Cuaternario. En la zona costera de Punta Mosquito (sector La Isleta) no se observa el contacto basal con la Formación El Dátil y tectónicamente está muy deformada, lo cual dificulta la estimación del espesor pero se calcula alrededor de 200 m. En la sección Las Bermúdez - El Manglillo, esta formación se caracteriza por calizas y areniscas mayormente calcáreas, con espesores entre 20 y 50 cm, intercaladas con lutitas de espesor promedio 20 cm que disminuyen en proporción hacia el tope. Las calizas son fosilíferas, ricas en orbitoides, fragmentos de algas y foraminíferos. En la localidad La Isleta la secuencia es más clástica, las calizas se observan más que todo hacia el tope y están en menor proporción. La secuencia se compone de intercalaciones de areniscas mayormente calcáreas y calizas, con intervalos conglomeráticos y lutitas esporádicas. El espesor de las capas competentes está alrededor de 20 y 50 cm, las cuales son predominantes y el de las lutitas entre 1 cm y 1,5 m. Estructuras Sedimentarias En la zona cercana al aeropuerto se observan en la base de las capas de areniscas abundantes trazas fósiles, Paleodiction sp., Nereites sp., Spiroraphe sp., Nereites sp., Lorenzinia sp. y otras no identificadas, que probablemente correspondan a huellas de pastoreo (Pasichnia) y repteo (Repichnia), similares a las observadas en la Formación El Dátil. Además se observan abundantes huellas de carga y algunos turboglifos. La estratificación gradada, laminación paralela, estratificación cruzada, laminación cruzada y escasas convolutas también están Jorham Contreras 117 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA presentes, las cuales están incluidas en la secuencia BOUMA Ta-c y Tb-c. Estas estructuras se observan mayormente en las areniscas, pero también se presentan en capas de calizas orbitoidales. En la sección costera de Punta Mosquito las estructuras deformacionales son las predominantes, principalmente pliegues “slump” (Figura 5.22), huellas de carga, laminación convoluta y “ball and pillow”. Los intervalos Ta-b, Ta-c, Tb-c y Tb-d de la secuencia BOUMA (1962) son comunes y ellas engloban estratificación gradada y masiva con base erosiva, laminación y estratificación paralela, laminación y estratificación cruzada festoneada y escasas rizaduras. 30 cm 10 cm FIGURA 5.21. Estructuras sedimentarias en la Formación Las Bermúdez a) Laminación convoluta b) Laminación y estratificación paralela FIGURA 5.22. Pliegues “slump”. Localidad La Isleta, Formación Punta Mosquito. Jorham Contreras 118 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Edad FURRER (1967 en CASAS & MORENO, 1986) en base al contenido de foraminíferos planctónicos indica una edad Eoceno Medio y en este trabajo en base a la presencia de Orbulinoides beckmanni del Eoceno Medio se mantiene esta edad (Tabla 5.6). 5.1.2.2 Análisis Petrográfico Se analizaron un total de 33 muestras pertenecientes al Grupo Punta Carnero (Anexos VII y VIII), resultando: 2 limolitas (6%), 13 areniscas (39%) y 18 calizas (55%). Las técnicas, clasificaciones y modelos diagenéticos empleados están detallados en el marco metodológico del capítulo I. Limolitas Las limolitas están compuestas por cuarzo (26%), principalmente de tipo monocristalino ígneo y metamórfico, fragmentos de roca entre 12 y 16% (chert y sedimentarios) y feldespatos (4%). Igual que en las areniscas, el cemento principalmente es calcita y la matriz de minerales de arcillas alcanza un 25%. Areniscas Se identificaron un total de 13 arenitas líticas (100%) según la clasificación de PETTIJOHN, POTTER & SIEVER (1972). Ver tablas 5.3 y 5.4. Arenitas Líticas: Están compuestas principalmente por cuarzo ígneo plutónico monocristalino (8 -20%), con cantidades de cuarzo metamórfico entre 15 y 20%, de tipo monocristalino principalmente. Los fragmentos de roca son variados, pero se distingue el chert como mayoritario (10-20%), se identificaron fragmentos sedimentarios (3-14%) y fragmentos volcánicos en proporción considerable (210%), mientras que los feldespatos son relativamente escasos (5-10%) y están Jorham Contreras 119 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA representados por ortosa principalmente, la cual se encuentra muy alterada. Los accesorios no sobrepasan el 2% siendo principalmente fósiles y micas. La matriz oscila entre 2 y 8%, está representada por minerales de arcilla y micrita en menor proporción. El cemento es predominantemente carbonático, de calcita (4 -27%), dolomita (1 - 2%) y cantidades menores de sílice (2 - 8%) y óxido de hierro (1 - 2%). Calizas Según la clasificación de DUNHAM (1962) modificada por EMBRY & KLOVAN (1970) se identificaron: 1 mudstone (6%), 8 wackestone (44%), 6 packstone (34%) y 1 rudstone (6%). Adicionalmente se observaron 2 carbonatos de mezcla (11%) según la clasificación de MOUNT (1985), identificados como una arenisca aloquímica y una caliza arenosa aloquímica (Tabla 5.5). Wackestone: Los componentes aloquímicos (detritos calcáreos) están representados por foraminíferos (12 - 48%), definiéndolos como wackstone de foraminíferos. Los componentes siliciclásticos no sobrepasan el 2% y están representados por cuarzo y fragmentos de roca. La matriz está compuesta por micrita (6 - 50%), con cierto contenido de óxido de hierro en algunos casos. El cemento es predominantemente calcita microcristalina, designada como microespato, en una proporción entre 6 y 75%. Packstone: Los detritos calcáreos están representados mayormente por fósiles, foraminíferos (8 - 50%) y algas (3 - 45%), con cantidades menores de fragmentos de moluscos y equinodermos. Los granos siliciclásticos no sobrepasan el 3% y están representados por cuarzo, fragmentos de roca y glauconita. Jorham Contreras 120 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA La matriz carbonática oscila entre 3 y 25%, en algunos casos mezclada con óxidos de hierro. El cemento, al igual que las calizas descritas con anterioridad, está representado por microespato (6 - 33%) y en menor proporción espato (2 - 12%). Rudstone: La muestra LB-01 (caliza Los Bagres) difiere en el tipo de detritos carbonáticos y en la granulometría, está compuesta por organismos que fueron retransportados de la plataforma carbonática (fragmentos de corales 39%). Carbonatos de mezcla: Este tipo de rocas designadas por MOUNT (1985) están compuestas por material siliciclástico (42 - 50%) y carbonático (24 - 35%). Los componentes siliciclásticos son cuarzo (25% aprox.), fragmentos de roca (11-18%), feldespatos (5,5% aprox.) y accesorios (0,5 - 2%). Estos últimos glauconita, micas y minerales pesados. Los componentes carbonáticos oscilan entre 21 y 24%, representados por foraminíferos bénticos (12 – 19.5%), con cantidades menores de algas (3 - 6%). La matriz es de tipo carbonática (1 - 2%), el cemento carbonático oscila entre 22 y 33%, con cantidades menores de cemento de sílice (1 - 5%). Jorham Contreras 121 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA TABLA 5.3 Descripción petrográfica textural de las areniscas del Grupo Punta Carnero TEXTURA MUESTRAS Tamaño de Grano ESCOGIMIENTO MbE REDONDEZ BE MedE ME A SA SR COMPOSICIÓN R Granos Matriz Cemento Porosidad PM 05 A. Muy fina X X 69,0 0,0 0,0 0,0 PM 09 A. Muy fina X X 71,0 0,0 0,0 0,0 PM 03 A. Muy fina X X 71,0 0,0 0,0 2,0 LB 12 A. Media X 72,0 0,0 0,0 Tz LB 10 A. Media X 67,0 0,0 0,0 0,0 LB 09 A. Media X LB 08 A. Media X LB 07 A. Gruesa X LB 06 A. Media X X X LB 6A A. Gruesa X X X LB 04 A. Fina X LB 03 A. Fina X X LB 02 A. Fina X X X X X X X X X X X 82,0 0,0 0,0 4,0 X 82,0 0,0 0,0 0,0 X 74,0 0,0 0,0 4,0 X 60,0 0,0 0,0 0,0 X 76,0 0,0 0,0 6,0 X 67,5 0,0 0,0 0,0 77,0 0,0 0,0 0,0 66,0 13,0 20,0 1,0 X TABLA 5.4 Descripción petrográfica composicional de las areniscas del Grupo Punta Carnero COMPOSICIÓN MUESTRAS CUARZO FELD F. ROCA CLASIFICACIÓN ACCES. RECALCULO (100%) Qz Feld FR Matriz Nombre PM 05 38,5 5,5 23,0 2,0 57,5 8,2 34,3 11,0 Arenita lítica PM 09 43,0 7,0 19,0 2,0 62,3 10,1 27,5 4,0 Arenita lítica PM 03 37,0 7,0 25,0 2,0 53,6 10,1 36,2 6,0 Arenita lítica LB 12 21,5 8,0 42,0 0,5 30,1 11,2 58,7 3,0 Arenita lítica Arenita lítica LB 10 29,5 6,0 30,0 1,5 45,0 9,2 45,8 0,0 LB 09 33,0 9,0 38,0 2,0 41,3 11,3 47,5 2,0 Arenita lítica LB 08 34,0 12,0 34,0 2,0 42,5 15,0 42,5 9,0 Arenita lítica LB 07 31,0 10,0 32,0 1,0 42,5 13,7 43,8 2,0 Arenita lítica LB 06 21,0 5,0 32,0 2,0 36,2 8,6 55,2 0,0 Arenita lítica LB 6A 31,0 9,5 34,0 1,5 41,6 12,8 45,6 6,0 Arenita lítica LB 04 26,0 8,0 32,5 1,0 39,1 12,0 48,9 5,0 Arenita lítica LB 03 31,0 10,5 34,5 1,0 40,8 13,8 45,4 3,0 Arenita lítica LB 02 27,0 6,0 30,0 3,0 42,9 9,5 47,6 13,0 Arenita lítica LEYENDA LB: Las Bermúdez; PM: Punta Mosquito. MbE: muy bien escogido; BE: bien escogido; MedE: medianamente escogido; ME: mal escogido A: angulosos; SA: subangulosos; SR: subredondeados; R: redondeados Jorham Contreras 122 Jorham Contreras TABLA 5.5. Descripción petrográfica de las calizas del Grupo Punta Carnero COMPOSICIÓN MUESTRAS Composición General Silisiclásticos Silisiclast Ortoquim Aloquim Porosid. Qz Feld F. Roca PM 18 0,0 52,0 48,0 PM 14 0,0 10,0 90,0 PM 11 1,5 47,5 51,0 0,0 1,0 Tz Tz PM 04 50,0 24,0 25,0 1,0 25,5 6,0 18,0 Ortoquímicos Acces. TOTAL Micrita Microespat. 0,0 0,0 47,0 5,0 0,0 0,0 2,0 6,0 0,5 1,5 14,5 33,0 0,5 50,0 2,0 17,0 Espato 2,0 6,0 TOTAL Intraclast. Foram. 52,0 47,0 10,0 30,0 47,5 25,0 0,5 Packstone Packstone 19,5 3,0 24,0 Arenisca aloquímica 80,0 2,0 1,5 1,5 Tz 3,0 6,0 7,0 2,0 15,0 42,0 2,0 24,0 5,0 11,0 2,0 42,0 1,0 14,0 20,0 35,0 12,0 Tz 2,0 0,5 1,0 0,5 1,5 10,0 28,0 Tz 2,0 1,0 3,0 3,0 22,5 PM 25 1,0 85,0 13,0 1,0 0,7 0,3 1,0 35,0 40,0 85,0 ED 23 Tz 54,0 46,0 0,0 Tz Tz 40,0 14,0 54,0 ED 21 0,0 56,0 44,0 0,0 0,0 50,0 6,0 56,0 ED 20 Tz 52,0 48,0 0,0 Tz Tz 42,0 10,0 LB 19 1,0 24,0 75,0 Tz Tz Tz Tz 8,0 8,0 LB 18 1,0 60,0 39,0 0,0 1,0 Tz 1,0 56,0 LB 14 2,0 78,0 20,0 0,0 1,5 0,5 2,0 78,0 LB 11 1,0 97,0 2,0 0,0 1,0 Tz 1,0 5,0 84,0 8,0 LB 05 2,0 86,0 12,0 0,0 1,5 Tz 2,0 6,0 73,0 5,0 LB 01 0,0 51,0 49,0 0,0 0,0 23,0 15,0 12,0 0,5 1,5 10,0 40,0 1,0 37,0 25,5 2,0 27,0 52,0 1,0 4,0 2,0 24,0 5,0 7,0 3,0 1,0 23,0 6,0 20,0 27,5 1,0 0,5 2,0 3,0 80,0 Rudstone 21,0 Caliza arenosa aloquímica 58,0 Packstone Packstone 13,0 13,0 Wackstone 46,0 46,0 Wackstone 44,0 44,0 Wackstone 48,0 Wackstone 24,0 Tz 9,0 2,0 2,0 70,0 2,0 48,0 3,0 10,0 Tz Tz 5,0 6,0 32,0 2,0 3,0 75,0 Packstone 60,0 39,0 39,0 Wackstone 78,0 20,0 20,0 Wackstone 97,0 2,0 2,0 Mudstone 86,0 12,0 12,0 Wackstone 50,0 8,0 50,0 Rudstone 3,0 39,0 LEYENDA Qz: cuarzo; Feld: feldespatos; F. Roca: fragmentos de roca; Acces: accesorios; Tz: traza; Intraclast: intraclastos; Foram: foraminíferos; Amphisteg: Amphistegina sp; Nummuli: Nummulites sp; Equin: equinodermos. 123 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA 58,0 70,0 1,0 TOTAL 51,0 21,0 40,0 Pellets 20,0 15,0 27,0 Corales 31,0 35,0 1,5 Equin Wackstone 3,0 3,0 Molusc 90,0 42,0 PM 27 Algas 48,0 PM 01 PM 29 Amphistg. Nummuli. 45,0 PM 02 7,0 CLASIFICACIÓN Aloquímicos Dolomita GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA 5.2 ANÁLISIS BIOESTRATIGRÁFICO El estudio bioestratigráfico de la secuencia turbidítica de la isla de Margarita se realizó a través del análisis de foraminíferos y nannoplancton calcáreo. Se estudiaron los foraminíferos en un total de 50 muestras, correspondientes a 16 calizas, 27 arcilitas del Grupo Punta Carnero y 7 lutitas de la Formación Pampatar. El estudio de nannoplancton calcáreo se realizó en 15 muestras de lutitas, de las cuales 10 pertenecen al Grupo Punta Carnero y 5 a la Formación Pampatar. Estas muestras se encuentran distribuidas a lo largo de toda la columna sedimentaria y fueron recolectadas tanto en la sección tipo de ambas formaciones, (El Manglillo- Las Bermúdez y Punta Gorda). como en los afloramientos aislados, específicamente en la costa de Punta Mosquito (sector La Isleta), Punta Ballena y Morro El Vigía. Se utilizó la zonación de foraminíferos de TOUMARKINE & LUTERBACHER (1985) del Paleoceno-Eoceno en la región este del Caribe (Tabla 5.7) y la zonación de nanoflora calcárea MARTINI (1971). En la Formación Pampatar, tal como se mencionó con anterioridad, no se encontró fauna indicativa de edad, mientras que en el Grupo Carnero se establece un edad Eoceno Medio en base al contenido de foraminíferos y nannoplancton calcáreo. El estudio de foraminíferos planctónicos permitió definir tres biozonas establecidas por TOUMARKINE & LUTERBACHER (1985): Zona Globigerinatheka s. subconglobata: No fue posible determinar la base. El tope está definido por la última aparición de la Hastigerina bolivariana. Zona Morozovella lehneri: La base se define por la última aparición de la Hastigerina bolivariana y el tope por la última aparición de la Clavigerinella colombiana. Jorham Contreras 124 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Zona Orbulinoides beckmanni: definida por la primera y última aparición del Orbulinoides beckmanni. El estudio de nannoplancton calcáreo fue realizado por la bioestratigrafo Isbelia Durán, quien informó que gran parte de la muestras presentaban recristalización de la nanoflora calcárea, lo cual dificulta la identificación de los géneros y por consiguiente la delimitación de las zonas, mientras que otras resultaron estériles. Sin embargo, en el Grupo Punta Carnero se determinó la zona NP16 (Discoaster tani nodifer) del Eoceno Medio, y en otros casos el rango de edad se extiende hasta la zona NP19 (Isthmolithus recurvus) del Eoceno Tardío. En la Formación Pampatar únicamente dos muestras indican edad Eoceno Medio - Tardío, zonas NP16 - NP 17. Además del los foraminíferos planctónicos que permitieron datar el Grupo Punta Carnero se observaron abundantes fragmentos de macrofósiles, entre los cuales se destacan equinodermos, ostracodos y moluscos. Los foraminíferos bénticos calcáreos también son muy abundantes, siendo los más comunes Lepidocyclina sp., Discocyclina sp., Asterocyclina sp. y Operculinoides sp. Adicionalmente se observan foraminíferos arenáceos indicativos de aguas profundas, entre los cuales, Cyclammina sp., Bathysiphon sp., Haplophragmoides sp. y Ammodiscus sp. (Tabla 5.8). Esta mezcla de fauna indicativa de ambientes de plataforma y marino profundo, evidencia el retrabajo y corrientes de turbidez que caracterizan la secuencia, lo cual será detallado en el punto 5.7. Jorham Contreras 125 LAS BERMÚDEZ EL DÁTIL LPM 1 PM 1 PM 2 PM 29 PM 4 PM 27 LED 90 PM 25 LED 85 LED 80 LED 50 Jorham Contreras Orbulinoides beckmanni LPM 2 LED 55 LED 45 ESTÉRIL LED 40 LED 35 LED 30 LED 25 LED 20 LED 15 LED 10 LED 05 LED 03 ED 23 ED 21 LLB 15 ED 20 LLB 2 LLB 1 LB 5 LB 11 LB 19 LB 01 Globigerinatheka subconglobata Morozovella lehneri PUNTA MOSQUITO Globigerinatheka sp. Globigerina sp. Orbulinoides beckmanni T. cerroazulensis pomeroli Morozovella lehneri Chiloguembelina martini Hantkenina dumblei Chiloguembelina sp. Clavigerinella jarvisi Clavigerinella colombiana Truncorotaloides topilensis Truncorotaloides rohri Morozovella spinulosa Clavigerinella eocanica Turborotalia cerroazulensis Globigerinoides higginsi Acarinina bullbrooki Hastigerina bolivariana Turborotalia griffinae Globigerina lozanoi Globigerina senni Pseudohastigerina micra Acarinina broedermanni MUESTRAS * FORMACIÓN GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA TABLA 5.6. DISTRIBUCIÓN DE FORMINÍFEROS PLÁNCTICOS EN EL GRUPO PUNTA CARNERO ZONA PM 18 PM 14 LPM 5 PM 11 LPM 4 LPM 3 LED 75 LED 70 LED 65 LED 60 * Cursivas: m uestras de calizas; Normal: muestras de lutitas 126 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA TABLA 5.7. ZONACIÓN BIOESTRATIGRÁFICA DE FORAMINÍFEROS PLÁNCTICOS GRUPO PUNTA CARNERO. TOUMARKINE & LUTERBACHER (1985) EOCENO Morozovella aragonensis Acarinina pentacamerata Hantkenina nutalli Globigerinatheka s. subconglobata Morozovella lehneri Orbulinoides beckmanni Truncorotaloides rohri P 14 Turborotalia cerroazulensis s.l. Morozovella formosa formosa P 13 Morozovella subbotinae P 12 P 17 P 11 P 16 P 10 P 15 P9 Morozovella edgari Tardío P8 P6 Berggren & Van Couvering (1974) Medio P7 Foramíniferos Pláncticos Temprano Globigerinatheka semiinvoluta EDAD Acarinina broedermanni Pseudohastigerina micra Globigerina senni Globigerina lozanoi Turborotalia griffinae Hastigerina bolivariana Acarinina bullbrooki Globigerinoides higginsi Turborotalia cerroazulensis sp. Clavigerinella eocanica eocaenica Morozovella spinulosa Truncorotaloides rohri Truncorotaloides topilensis Clavigerinella colombiana Clavigerinella jarvisi Chiloguembelina sp. Hantkenina dumblei Chiloguembelina martini Morozovella lehneri T. cerroazulensis pomeroli Orbulinoides beckmanni Globigerina sp. Globigerinatheka sp. Jorham Contreras 127 128 EL DÁTIL PUNTA MOSQUITO LED 50 LED 45 LED 40 LED 35 LED 30 LED 25 LED 20 LED 15 LED 10 LED 05 LED 03 ED 23 ED 21 ED 20 LB 15 LLB 2 LLB 1 LB 11 LB 5 LB 19 LB 01 * Cursivas: m uestras de calizas; Normal: muestras de lutitas PM 2 PM 29 PM 4 PM 27 LED 90 PM 25 LED 85 LED 80 LED 75 LED 70 LED 65 LED 60 LED 55 ESTÉRIL Saracenaria Pyramidulina Lagena sp. Siphonodosaria Gyroidinoides Heterosteginna sp. Fabiania cubensis Europertia bermudezi Amphistegina sp. Operculinoides sp. Asterocyclina sp. Discocyclina sp. Lepidocyclina pustulosa Lepidocyclina sp. Nodosaria longiscata Nodosaria sp. Lenticulina sp. Hormosina sp. Uvigerina sp. Cibicidoides eocaenus Cibicidoides grimsdalei Cibicidoides sp. Pleurostomella sp. Nodosarella spinulosa Nodosarella subnodosa Chrysalogonium Bulimina pupoides Anomalinoides Marssovella Repmanina Trochammina Karreriella Verneuilina Vulvulina colei Dorothia sp. Cyclammina sp. Haplophargmoides sp. Bolivinopsis trinitatensis Bolivinopsis sp. Ammobaculites sp. Bathysiphon sp. Ammodiscus sp. MUESTRAS * FORMACIÓN Bénticos Arenáceos GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA LAS BERMÚDEZ Jorham Contreras TABLA 5.8 DISTRIBUCIÓN DE FORAMÍNIFEROS BÉNTICOS EN EL GRUPO PUNTA CARNERO Bénticos Calcáreos PM 18 PM 14 PM 11 LPM 5 LPM 4 LPM 3 LPM 2 LPM 1 PM 1 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA 5.3 PROCESOS Y EVOLUCIÓN DIAGENÉTICA 5.3.1 Diagénesis de Siliciclásticos Diagénesis Somera (<80°C; 0 – 1.500 m) Durante esta etapa ocurrió la mayor reducción de porosidad primaria y permeabilidad, la cual inicialmente estuvo influenciada por la presencia de arcillas detríticas entre 2 y 10%, distribuidas a lo largo de toda la secuencia. La compactación mecánica fue el principal factor de esta reducción, y está evidenciada por la deformación de fragmentos mecánicamente inestables (fragmentos líticos y micas). Otro factor determinante en la reducción de la porosidad fue la cementación temprana por calcita. En ciertas rocas y sobretodo en la zona media de la secuencia, se observaron evidencias de infiltración de arcillas detríticas dentro de las areniscas, las cuales generaron envoltorios y una especie de canales alrededor de los granos detríticos. SURDAM et al. (1989) plantean que las reacciones de hidratación temprana en sedimentos ricos en partículas líticas, particularmente los que contienen material volcanogénico como en este caso, son fuente importante de arcillas detríticas. Se identifican dos etapas de cementación. La cementación temprana fue por calcita, la cual ocurrió simultánea con la compactación mecánica inicial en la interfase agua / sedimento, generando un empaquetamiento flotante por expansión del empaquetamiento original y un endurecimiento relativo de la roca, inhibiendo el aumento de contactos entre granos (Figuras 5.23 y 5.25). En la fase final del soterramiento temprano comenzó a generar corrosión y reemplazamiento de granos detríticos. La segunda etapa de cementación comenzó en la etapa de diagénesis intermedia y es de tipo sílicea. Jorham Contreras 129 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA La cementación calcítica se observa en mayor abundancia, los cristales de calcita alcanzan una textura poikilotópica y en algunos casos se tienen mosaicos de espato tipo drusa o microgranular (micrita y microespato). Este cemento, además de disminuir la efectividad de la compactación mecánica, disminuyó los espacios intersticiales, por lo cual fue determinante en la reducción de la porosidad primaria. En algunas muestras el grado de compactación predomina sobre el proceso de cementación, generando contactos longitudinales, deformación y trituramiento de las partículas dúctiles (fragmentos de roca y micas), las cuales adoptan formas irregulares alrededor de granos más resistentes y reducen la porosidad primaria intergranular, generando lo que DICKINSON (1970, en SANDOVAL, 2000) denominó pseudomatriz (Figuras 5.24 y 5.26). Este proceso se encuentra presente en toda la columna litoestratigráfica, pero se observa con mayor intensidad en las muestras con menor grado de cementación calcárea, lo cual evidencia que la cementación por calcita ocurrió en etapas de soterramiento temprano previo a la litificación mecánica de la roca y contemporánea con la compactación mecánica inicial. BLATT (1982, en SANDOVAL 2000) señala que en arenas con alto contenido de partículas dúctiles, por efecto de una fuerte compactación, puede ocurrir la reducción de las porosidades iniciales cercanas al 45% a valores de 0% por efecto de este flujo de granos dúctiles en los poros, tal como ocurre en la secuencia turbidítica de la isla de Margarita. En la fase entre diagénesis temprana y diagénesis intermedia incipiente, ocurre la alteración de los fragmentos de roca y feldespatos, debilitados mecánicamente, a minerales de arcillas. Esto obedece a cambios en la estructura química y cristalina de los granos detríticos, en donde el cambio de alcalinidad por efecto de la cementación carbonática, en conjunto con el aumento en las Jorham Contreras 130 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA condiciones de soterramiento (presión y temperatura), debilitan la estructura de los mismos y favorecen los procesos de alteración y reemplazo. 1 mm. Muestra PPS-02, Obj. 10x 0,5 mm. Muestra PAM-14, Obj. 20x FIGURA 5.23. Arenitas líticas con cementación temprana de calcita que inhibe la compactación y deformación de los fragmentos más inestables, generando expansión en el empaquetamiento y un arreglo grano flotante de los granos. Formación Pampatar. Nícoles cruzados 0,5 mm. Muestra PAM-11 0,5 mm. Muestra PG-09 FIGURA 5.24. Arenitas líticas con alto grado de compactación mecánica temprana que genera pseudomatriz, producto de la deformación de feldespatos y fragmentos líticos. Obsérvese la baja proporción de cemento con respecto a las fotos de arriba. Formación Pampatar. Obj. 20x con nícoles cruzados. Jorham Contreras 131 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA 1 mm. 1 mm. Muestra LB-03 Muestra PM-03 FIGURA 5.25. Obsérvese la cementación temprana de calcita que genera un empaquetamiento flotante de los granos, inhibiendo los procesos de compactación y deformación. Formaciones Las Bermúdez y Punta Mosquito respectivamente. Obj. 10x con nícoles cruzados 1 mm. 1 mm. Muestra LB-12 Muestra LB-6A FIGURA 5.26. Obsérvese la deformación y trituramiento de los fragmentos líticos originando pseudomatriz. Formación Las Bermúdez. Obj. 10x con nícoles cruzados. Jorham Contreras 132 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Diagénesis Intermedia (80°C – 130°C; 1.500 – 3.500 m) En esta etapa continuaron los procesos de compactación mecánica por efecto de la carga litostática, aunque con menor intensidad que en la etapa inicial, generando contactos longitudinales e intensificándose en las rocas con bajo grado de cementación la deformación y trituramiento de partículas dúctiles entre los granos más resistentes, originando cierta cantidad de pseudomatriz (DICKINSON 1970, en SANDOVAL, 2000), la cual se presume se originó mayormente durante la etapa anterior (Figuras 5.30 y 5.31). Los procesos de presión – solución en las zonas de contacto entre granos son muy escasos, ya que tanto la cementación calcárea como la abundancia de pseudomatriz inhiben el proceso. Ocurre la cementación por sílice en continuidad óptica con el cuarzo (Figura 5.28) y como calcedonia (sílice amorfa), la cual es mucho menos abundante que la cementación por calcita. Esta etapa de cementación está asociada a los procesos de alteración de minerales de arcillas y vidrio volcánico (por ejemplo el paso de esmectita a ilita y alteración de los fragmentos volcánicos y biotita a clorita), reemplazo de los componentes siliciclásticos por calcita y disolución de organismos siliceos, los cuales son comunes en esta etapa y pueden representar una fuente de aporte de sílice, tal como lo señala PITTMAN (1979, en SANDOVAL 2000) para rocas sedimentadas en ambientes tectónicos inestables. Los procesos químicos adquieren mayor importancia, y se destaca la alteración de fragmentos líticos, micas y feldespatos a minerales de arcilla (Figuras 5.29 y 5.30), generándose principalmente clorita, ilita e ilita / esmectita. La cementación por carbonato (calcita) genera la “calcitización” o reemplazo de granos detríticos, arcillas y cemento de sílice preexistente (Figura 5.27). DAPPLES (1971, en SANDOVAL 2000) plantea que los principales efectos de abundante cementación carbonática son corrosión y reemplazo de partículas detríticas por calcita y reordenamiento de la fábrica original expandiendo el empaquetamiento. Jorham Contreras 133 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Diagénesis Tardía (<130ºC – 200ºC; > 3.500 m) Durante esta etapa ocurre principalmente la alteración progresiva de minerales de arcilla de tipo esmectita a ilita y clorita, a través de arcillas de capas mixtas de tipo esmectita / ilita y esmectita / clorita, las cuales fueron determinadas a partir de análisis de difracción de rayos X. El paso de esmectita a ilita puede comenzar durante una etapa de soterramiento temprano a intermedio, a partir de 70ºC aproximadamente, a través de arcillas de capas mixtas de tipo esmectita / ilita con arreglo desordenado. A medida que aumenta la temperatura y la profundidad de soterramiento, la proporción de ilita también aumenta dentro de estas capas mixtas, hasta llegar a ser mayoritaria y generar arcillas de capas mixtas tipo ilita / esmectita con arreglo ordenado (allevardita), la cual es indicativa de profundidades superiores a los 3.700 m y temperaturas mayores a los 130 ºC (Anexo XII). Adicionalmente, ocurre la cementación por dolomita (1 – 2%), la cual según PETTIJOHN (1973, en SANDOVAL 2000) puede estar asociada a la liberación de iones de magnesio a partir de la disolución de silicatos y transformación de los minerales de arcillas, específicamente el paso de esmectita a ilita (Figura 5.30). 0,5 mm. Muestra PAM-13 0,5 mm. Muestra CAM-01 FIGURA 5.27. Arenitas líticas con cemento de calcita que genera el reemplazo de los componentes detríticos de los cuales se preservan vestigios. Formación Pampatar. Obj. 20x con nícoles cruzados. Jorham Contreras 134 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA 0,5 mm. 0,5 mm. FIGURA 5.28. Arenita lítica calcárea. Obsérvese la cementación por sílice en continuidad óptica con el cuarzo, la cual es muy escasa. Muestra PG-13, Formación Pampatar. Obj. 20x, nícoles cruzados. FIGURA 5.29. Fragmento de roca metamórfico alterándose a minerales de arcilla de tipo esmectita. Alrededor se observan fragmentos de roca sedimentarios deformados y generando envoltorios de arcillas. Muestra PM-05 de la Formación Punta Mosquito. Obj. 20x con nícoles cruzados. Dolomita 0.5 mm. FIGURA 5.30. Obsérvese la deformación y alteración de los fragmentos líticos, los cuales generan pseudomatriz y a su vez están siendo reemplazados por calcita. En el extremo inferior derecho se distingue dolomita de tipo secundaria. Muestra PB-07, Formación Pampatar. Obj. 10x, nícoles cruzados. Jorham Contreras 0.5 mm. FIGURA 5.31. Arenita lítica con envoltorios de arcilla alrededor de los granos, por efecto de la alta compactación Muestra CAM-13 de la Formación Pampatar. Obj. 10x con nícoles paralelos. 135 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Epidiagénesis Las rocas de la secuencia turbidítica de la isla de Margarita alcanzaron una etapa de diagénesis tardía no muy avanzada, ya que el soterramiento progresivo se vio cortado por un proceso de epidiagénesis, definido como el levantamiento y exposición de la secuencia previamente diagenetizada. Los procesos más importantes en esta etapa son la oxidación de los minerales de arcillas y la meteorización de los fragmentos y minerales con mayor grado de alteración, es decir, los fragmentos líticos (Figuras 5.32 y 5.33). Fracturas 0,5 mm. FIGURA 5.32. Arenita lítica con oxido de hierro asociado a pequeñas fracturas de granos y a los minerales de arcillas producto de la deformación de fragmentos líticos. Muestra PAM-10 de la Formación Pampatar. Obj. 20x con nícoles cruzados. 0,5 mm. FIGURA 5.33. Obsérvese los envoltorios de minerales de arcillas con alto contenido de óxido de hierro. Muestra PM-09 de la Formación Punta Mosquito. Obj. 10x con nícoles paralelos. Jorham Contreras 136 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA 5.3.2 Diagénesis de Carbonatos Las rocas carbonáticas que componen gran parte de la secuencia estratigráfica del Grupo Punta Carnero y pequeños intervalos de la Formación Pampatar, muestran al igual que las areniscas, una etapa diagénetica tardía alcanzada durante el soterramiento progresivo de la secuencia, la cual fue interrumpida por el levantamiento tectónico. Se sugiere que las rocas de composición carbonática, en este caso calizas, están sujetas a variaciones físicoquímicas con respecto a sus componentes y características depositacionales en mayor grado que las rocas siliciclásticas sometidas a las mismas condiciones de soterramiento, por lo cual pueden presentar evidencias y procesos más avanzados dentro de la etapa diagenética tardía con respecto a las areniscas. Para el análisis de la secuencia paragénetica se utilizó el esquema elaborado por GINSBURG (1957), adaptado y modificado por ZAPATA (1983). Diagénesis Temprana Los procesos más significativos durante esta etapa son los procesos orgánicos de micritización de fragmentos de algas y foraminíferos en conjunto con la formación de envoltorios micríticos alrededor de fragmentos de moluscos y macroforaminíferos bénticos (Figura 5.34). Estos procesos están asociados a un ambiente somero, donde predomina la actividad de organismos que generan bioturbación en los componentes de la roca, debilitando la estructura de los granos y favoreciendo la precipitación de micrita. La acción de los procesos físico-químicos comienza con la compactación, cementación por calcita y neomorfismo por inversión homoaxial de aragonito a calcita. Se observan contactos entre granos y cemento de calcita con textura isópaca. Adicionalmente ocurre la silicificación selectiva de los componentes aloquímicos (foraminíferos bénticos), en la cual la calcita es reemplazada por calcedonia (Figura 5.35). Jorham Contreras 137 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA La glauconitización es otro proceso de reemplazo que ocurre en los foraminíferos y fragmentos fósiles, el cual está asociado a la presencia de materia orgánica, que acumula iones de hierro y sílice, los cuales posteriormente son precipitados por reacciones de oxido-reducción. 1 mm. FIGURA 5.34. Packstone de orbitoides y algas. Obsérvese la micritización de los fragmentos de algas y envoltorios alrededor de los foraminíferos bénticos. Muestra PM-14 de la Formación Punta Mosquito. Obj. 2.5x con nícoles cruzados. 1 mm. FIGURA 5.35. Packstone de orbitoides. Obsérvese la silicificación en una Lepidocyclina sp. y la micritización en algunos fragmentos de algas. Muestra PM04 de la Formación Punta Mosquito. Obj. 2.5x con nícoles cruzados. Diagénesis Intermedia Los procesos físicos predominantes son la compactación, la cual actúa con mayor intensidad, generando aumento en el empaquetamiento y contactos longitudinales entre granos (presión-solución). Se observan algunas fracturas rellenas por cemento de calcita espática y deformación de fragmentos de algas (Figuras 5.36 y 5.37). Comienzan los procesos de neomorfismo por inversión heteroaxial, recristalización de la calcita en los fragmentos fósiles (Figura 5.38 y 5.39) y de los componentes ortoquímicos, tal como la micrita a microespato. Ocurre cementación con textura equigranular generándose una expansión en el empaquetamiento y litificación de la roca, por efecto del relleno del espacio poroso en conjunto con la compactación mecánica. Se observa el reemplazamiento de componentes Jorham Contreras 138 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA siliciclásticos (cuarzo y fragmentos de roca) y fósiles no calcáreos (radiolarios) por calcita. 1 mm. FIGURA 5.36. Packstone de orbitoides (Discocyclina sp. y Lepidocyclina sp.). Obsérvese los contactos entre granos de tipo cóncavo-convexo. Muestra PM-27 de la Formación Punta Mosquito. Obj. 2.5x con nícoles cruzados. 2 mm. FIGURA 5.38. Rudstone. Obsérvese la recristalización de la calcita en los fragmentos de corales y una estilolita que atraviesa dichos fragmentos. Muestra LB01 de la Formación Las Bermúdez. (Caliza Los Bagres). Obj. 2.5x con nícoles paralelos. Jorham Contreras 1 mm. FIGURA 5.37. Packstone de algas y foraminíferos, altamente compactados. Se observa una fractura rellena por cemento de calcita. Muestra LB-19 de la Formación Las Bermúdez. Obj. 2.5x con nícoles paralelos. 1 mm. FIGURA 5.39. Wackestone de foraminíferos pláncticos. Obsérvese la recristalización avanzada de algunos organismos que inclusive presentan cristales de dolomita. Muestra ED-23 de la Formación El Dátil. Obj. 2.5x con nícoles cruzados. 139 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Diagénesis Tardía Durante esta etapa ocurre la recristalización avanzada de micrita a microespato y espato. Adicionalmente, se observa cementación por dolomita (Figura 5.40), la cual se presenta en baja proporción (<2%), generalmente rellenando fracturas y en menor grado dentro de organismos de composición calcárea altamente recristalizados. Las estilolitas y fracturas con desplazamiento evidencian procesos de presión-solución en una etapa de soterramiento avanzado (Figura 5.41). Estilolita CRISTALES DE DOLOMITA Fractura 0.5 mm. FIGURA 5.40. Dolomitización de Lepidocyclina sp. Muestra PM-02 de la Formación Punta Mosquito Obj. 10 x, con nícoles cruzados. 1 mm. FIGURA 5.41. Wackstone de foraminíferos. Obsérvese la fractura y estilolita rellenas con calcita y calcita ferrosa respectivamente. Muestra LB-18 de la Formación Las Bermúdez. Obj. 2.5x, con nícoles cruzados. Epidiagénesis El progresivo soterramiento es interrumpido por procesos de tectonismo que generan el levantamiento y exposición de la secuencia, durante la cual se genera la precipitación de óxido de hierro (hematita y limonita) y oxidación . Jorham Contreras 140 Jorham Contreras TABLA 5.9. Diagrama paragenético para la secuencia turbidítica eocena de la isla de Margarita Interfase agua/sedimento Etapas Diagéneticas Procesos Diagéneticos Soterramiento Somero 80ºC 130ºC Soterramiento Intermedio Soterramiento Profundo Epidiagénesis Compactación Deformación de granos dúctiles Cementación por calcita Sobrecrecimientos de cuarzo Alteración de minerales de arcillas Reemplazamiento (calcitización) Cementación por dolomita Transformación de esmectita a ilita Disolución incipiente de arcillas Precipitación de óxido de hierro Procesos que destruyen porosidad Procesos que generan porosidad Procesos que generan microporosidad 141 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Alteración de feldespatos Alteración de fragmentos líticos y micas GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA 5.4 EVOLUCIÓN DE LA POROSIDAD La porosidad de las rocas que conforman la secuencia turbidítica eocena de la isla de Margarita está controlada por dos procesos principales: la compactación mecánica y la cementación. Ambos son determinantes en las etapas iniciales de soterramiento y generan una desaparición casi total de la porosidad primaria intergranular, por lo cual estas rocas se caracterizan por porosidades de 0 a 1%. El grado de compactación está controlado por la proporción de partículas dúctiles, representadas por fragmentos líticos y micas, los cuales alcanzan valores entre 20 y 30%. Durante la etapa de soterramiento inicial estas partículas son deformadas, trituradas y fluyen en estado sólido entre los granos más resistentes, adoptando formas irregulares al ocupar los espacios vacíos o intersticios, destruyendo la porosidad intergranular y originando una matriz diagenética o pseudomatriz (DICKINSON 1970, en SANDOVAL, 2000). La cementación ocurre en una etapa de soterramiento temprano, probablemente contemporáneo con la compactación inicial y está representada por calcita principalmente, con cantidades menores de sílice originado en una etapa de cementación posterior. El cemento de calcita se mantiene en un rango predominante entre 10 y 30% y se caracteriza por cristales bien formados con textura poikilotópica. La alta proporción de cemento origina un empaquetamiento flotante de los granos y un endurecimiento de la roca, lo cual inhibe el proceso de compactación, pero de igual manera ocluye la porosidad intergranular. De esta manera, las rocas que presentan alta proporción de cemento exhiben una preservación de la textura original los fragmentos líticos y micas (partículas dúctiles), mientras que las rocas con baja cantidad de cemento presentan abundante pseudomatriz. Ambos procesos originan una pérdida total de la porosidad primaria intergranular. Jorham Contreras 142 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA En una etapa de soterramiento posterior (diagénesis intermedia) ocurre la disolución incipiente de los minerales de arcillas. Sin embargo, el máximo de porosidad secundaria por disolución alcanza valores de 4 a 6%. Este proceso se reconoce únicamente en aproximadamente el 5% de las rocas estudiadas, y está controlado por la precipitación de óxidos de hierro durante la epidiagénesis que rellena gran parte de esta porosidad secundaria. En las rocas carbonáticas el grado de porosidad también es muy bajo, no supera el 2% y es de tipo secundaria por disolución. La desaparición de la porosidad primaria, al igual que en las areniscas, está controlada por los procesos de compactación mecánica y cementación de calcita durante el soterramiento progresivo. Sin embargo, los procesos de presión-solución generan estilolitas asociadas a disolución de matriz y cemento, generando escasa porosidad secundaria. 5.5 AMBIENTES DE SEDIMENTACIÓN La secuencia flysch de la isla de Margarita está caracterizada por depósitos turbidíticos sedimentados en una cuenca marino profunda durante el Eoceno Medio. Esta cuenca estuvo controlada por la evolución geodinámica de la placa del Caribe que para este momento se encontraba mucho más al oeste de su posición actual. Esta placa estaba sometida a un régimen tectónico muy complejo, caracterizado por una fase extensional en la zona retroarco (cuencas de Bonaire, Granada y La Blanquilla), en donde probablemente se sedimentaron los abanicos turbidíticos de Margarita, y un régimen transpresivo en el límite sur, contra la placa Suramericana, donde ocurría el emplazamiento de bloques alóctonos y erosión de los mismos. El estudio de las características sedimentológicas y estratigráficas se realizó a través de los modelos depositacionales de BOUMA (1962) y MUTTI & RICCI LUCCHI (1978) (Apéndices 1 y 2). Sin embargo, se debe considerar que estos Jorham Contreras 143 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA modelos están planteados en función de secuencias turbidíticas, no necesariamente con características flysch, por lo cual su aplicación no es totalmente rigurosa y presenta ciertas variaciones. Estos modelos permiten determinar de manera general las facies y condiciones depositacionales tomando en cuenta los patrones de apilamiento, cambios litológicos, características texturales y estructuras sedimentarias. TABLA 5.10. Asociaciones de facies turbidíticas y ambientes de sedimentación * MUTTI & RICCI LUCCHI (1978) Facies G A E F (B, C, D) Características Generales Lutitas con estratificación paralela o masivas, con superficies discontinuas cortadas por “slumps” o truncamientos; pueden presentar canales con cuerpos de areniscas A, horizontes caóticos F, areniscas y limolitas delgadas D y E y muy raramente turbiditas gradadas C. A,B G E, D (C, F) Areniscas y conglomerados A y B limitados por el relleno de largos valles incisos submarinos en lutitas G, con delgados canales y acumulaciones turbidíticas E, D. A, B D (C, E, F) Conglomerados rellenando largos valles submarinos A y B cortando facies turbidíticas D. Megasecuencia positivas granodecreciente y/o adelgazamiento hacia el tope formando ciclos. Areniscas y lutitas C en cuerpos lenticulares, algunas con contactos erosivos encerrando sedimentos arenososlutíticos de las facies D. Megasecuencia negativa granodecreciente y/o engrosamiento hacia el tope formando ciclos. Alternancia de lutitas y areniscas de las facies D con turbiditas hemipelágicas G, intercalaciones esporádicas de areniscas y lutitas de gran espesor de la facies C. En algunos casos se presentan únicamente sedimentos hemipelágicos de la facies G. C (D, E, F) D G (C) (F) Ambiente TALUD Interno ABANICO O CUENCA PROXIMAL Medio Externo PLANO SUBMARINO O CUENCA DISTAL * Ver apéndice 2. Jorham Contreras 144 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Formación Pampatar Está constituida por intervalos conglomeráticos basales presentes en las localidades de Punta Gorda y Punta Moreno (unidad estratigráfica informal I) e intercalaciones de areniscas y lutitas con esporádicas calizas hacia el tope (unidad estratigráfica informal II). Unidad estratigráfica informal I: Los intervalos conglomeráticos de Punta Gorda y Punta Moreno, son considerados equivalentes depositacionales basales, los cuales representan el relleno de cañones submarinos bajo flujos de granos, en zonas cuenca proximal, de talud a abanico interno. En la localidad de Punta Gorda se observa por encima de estos conglomerados, una secuencia de bloques calcáreos, conglomeráticos y capas lenticulares deformadas de areniscas, dispuestos de manera caótica y embebidos una matriz lutítico arenosa, con un espesor aproximado de 120 m, los cuales fueron sedimentados bajo corrientes turbidíticas y flujos de derrubios. Estos depósitos son originados en la zona de plataforma externa a talud interno, bajo condiciones de inestabilidad tectónica, en donde gran parte del material terrígeno somero es retransportado hacia ambientes más profundos. Las facies turbidíticas predominantes son la facies caótica F y lutítica G, de MUTTI & RICCI LUCCHI (1978), donde los sedimentos más finos predominan y envuelven intervalos caóticos y canales locales de la facies A, que podrían indicar un ambiente de talud. Suprayacente a este intervalo caótico se observa abruptamente una secuencia de lutitas y limolitas, con algunas capas lenticulares de areniscas y grauwacas, que representan las facies G con intervalos D y E de MUTTI & RICCI LUCCHI (1978) típicas de abanico externo a planicie distal, las cuales estuvieron influenciadas por flujos gravitacionales de sedimentos, probablemente corrientes turbidíticas y flujos fluidizados. Jorham Contreras 145 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Unidad estratigráfica informal II: Las intercalaciones de areniscas y lutitas, con intervalos limolíticos y esporádicas calizas (intervalos basal y medio de la unidad), representan las asociaciones de facies turbidíticas características de abanicos submarinos, principalmente en las facies de abanico medio de cuenca proximal. Suprayacente al intervalo lutítico de Punta Gorda y conglomerático basal de Punta Moreno, se distinguen las primeras intercalaciones y capas de areniscas conglomeráticas masivas, algunas con base erosiva, en donde se observa frecuentemente los intervalos Ta-b, Ta-c de la secuencia BOUMA, con predominio de las facies lutítico arenosa C, algunos intervalos de areniscas conglomeráticas de la facies A y lutitas de la facies G, que representan la asociación de facies característica de abanico interno a medio (MUTTI & RICCI LUCCHI, 1978). Más hacia el tope de la sección (localidad Punta Ballena) se observa una disminución en las facies de areniscas conglomeráticas A y areniscas B, observándose un predominio de las facies C con lutitas y limolitas intercaladas con areniscas de la facies D, que se interpretan como la depositación de corrientes turbidíticas de baja densidad en facies de abanico medio a externo. Finalmente, en las localidades de Campiare y Morro El Vigía (intervalo superior de la unidad informal II), se observa un predominio de los intervalos Tb-c y Tb-d de la secuencia BOUMA, las capas disminuyen de espesor y la proporción de areniscas con limolitas y lutitas es casi equivalente, lo cual se interpreta como facies de lutitas intercaladas con areniscas D y E, con intervalos locales de areniscas y lutitas de la facies C de MUTTI & RICCI LUCCHI (1978), típicas de abanico externo. Jorham Contreras 146 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Grupo Punta Carnero Formación Las Bermúdez: presenta características similares a la secuencia caótica de Punta Gorda, por lo cual puede es considerada equivalente a la unidad estratigráfica informal I de areniscas y conglomerados. Esta formación ha sido denominada como un intervalo de flysch salvaje (“wild flysch”), constituido por material terrígeno y bioclástico retransportado desde la zona de plataforma hasta zonas más profundas dentro de la cuenca, pudiendo corresponder hasta facies de talud externo. Hacia la base, se observa el olitostromo calcáreo designado como “Caliza Los Bagres”, el cual se considera un elemento alóctono deslizado, en conjunto o previo a los flujos gravitacionales que transportaron el material caótico del flysch salvaje. Los mecanismos de sedimentación podrían corresponder a flujos de masa “rockfall” (olitostromos y olitolitos) y flujo de derrubios, donde los clastos son soportados por una matriz lutítico-arenosa retrabajada; podrían señalarse flujos de granos como mecanismo secundario, donde la corriente está soportada por la interacción entre ellos, originándose capas delgadas de areniscas. Las facies predominantes son las facies caótica F, con intervalos arenosos y conglomeráticos locales de la facies A de MUTTI & RICCI LUCCHI (1978), típicas de talud. Formaciones El Dátil y Punta Mosquito: Por encima de esta secuencia de flysch salvaje, se observa un gran espesor de lutitas pelágicas, con intervalos locales de lutitas y carbonatos pelágicos retrabajados e intercalaciones de calizas orbitoidales de plataforma (Formación El Dátil). Estas características evidencian material bioclástico de plataforma, con cierto contenido de material terrígeno que fue retransportado hasta profundidades batiales. En estas áreas existe un predominio de sedimentos pelágicos, que por efecto de estos flujos gravitacionales desde zonas más someras, en conjunto con posibles corrientes de fondo, causan retrabajo de los sedimentos pelágicos. Jorham Contreras 147 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Suprayacente, hacia el tope del Grupo Punta Carnero (Formación Punta Mosquito) se distinguen capas de calizas orbitoidales, intercaladas con areniscas calcáreas y lutitas (Formación Punta Mosquito), en donde se puede observar claramente la mezcla faunal, similar al intervalo superior de la Formación Las Bermúdez que marca el contacto con la Formación El Dátil. A través del análisis bioestratigráfico se pudo determinar que las calizas y areniscas calcáreas están constituidas básicamente por foraminíferos bénticos de plataforma (orbitoides), mientras que las lutitas presentan abundancia de foraminíferos planctónicos, radiolarios y algunos bénticos arenáceos. Sin embargo, también se observan algunas calizas constituidas por foraminíferos planctónicos de aguas profundas, las cuales presentan características que evidencian transporte, tal como estructuras sedimentarias de laminación cruzada o paralela. Estas evidencias señalan que efectivamente la secuencia está constituida por material bioclástico de plataforma retransportado por flujos gravitacionales de sedimentos (calciturbiditas), asociado con lutitas y sedimentos pelágicos representados por las rocas con abundancia de foraminíferos planctónicos de aguas profundas. Las calizas con foraminíferos planctónicos retrabajados, podrían indicar lo que MUÑOZ (1973) sugiere como la acción de corrientes de fondo que causan retrabajo en los sedimentos y organismos de aguas profundas, similares a los observados en océanos modernos. CASAS & MORENO (1986) realizaron un estudio de microscopía electrónica a través del cual determinaron que la mayoría de las lutitas del Grupo Punta Carnero son de origen pelágico, mientras que las de la Formación Pampatar corresponden a lutitas transportadas desde ambientes someros por corrientes de turbidez, lo cual podría explicar el carácter estéril. La sedimentación en la unidad informal II del Grupo Punta Carnero, estaría restringida a una cuenca marino profunda, bajo condiciones de inestabilidad tectónica que generaron flujos gravitacionales de sedimentos hacia el fondo de la cuenca, arrastrando gran cantidad de material bioclástico y terrígeno desde Jorham Contreras 148 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA ambientes de plataforma hasta profundidades batiales y abisales, donde posiblemente existían corrientes de fondo y que actualmente se evidencian por la mezcla de distintas especies de organismos y litologías de ambientes somero y marino profundo. El arreglo estratigráfico y características sedimentológicas señalan que el intervalo de flysch salvaje basal se depositó en facies de talud a abanico interno, seguido de un intervalo de lutitas pelágicas ricas en foraminíferos de aguas profundas que señala la sedimentación en la planicie abisal, caracterizada por la facies de lutitas pelágicas y hemipelágicas G, con esporádicas intercalaciones de areniscas de la facies D de MUTTI & RICCI LUCCHI (1978), típicas de la planicie abisal. Hacia el tope, se distinguen facies de abanico medio a externo, caracterizadas por lutitas intercaladas con areniscas de la facies D y E, donde se observan niveles con aumento en la proporción de areniscas, con tamaño de grano más grueso y presencia de los intervalos Ta-c y Tb-d de BOUMA, que señala la facies C de MUTTI & RICCI LUCCHI (1978). PLATAFORMA EXT. Facies G y F, con intervalos A TALUD Facies A y B con intervalos G y canales C, D y E Abanico Interno UNIDAD ESTRATIGRÁFICA INFORMAL I Facies D y E, con intervalos A, B y F ó C. Facies C con intervalos D y E Abanico Medio UNIDAD ESTRATIGRÁFICA INFORMAL II Abanico Externo PLANICIE ABISAL Facies D y G con intervalos C FIGURA 5.42. Ubicación de asociaciones de facies en la secuencia turbidítica de la isla de Margarita Jorham Contreras 149 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Además del arreglo estratigráfico de la secuencia, las huellas fósiles brindan información muy concreta y valiosa acerca de los ambientes de depositación. En el Grupo Punta Carnero son relativamente abundantes, en donde se identificaron ejemplares de Paleodiction sp., Spirorhaphe sp., Nereites sp. y Lorenzinia sp., los cuales pertenecen a la icnofacies Nereites, típica de ambiente marino profundo, en la zona de planicie abisal con profundidad superior a los 2.000 m. Finalmente podemos decir que el análisis bioestratigráfico de foraminíferos evidencia una vez más la sedimentación en una cuenca marino profunda, marcada por la presencia de especies arenáceas de aguas profundas, entre los cuales se identificaron Cyclammina sp., Bathysiphon sp., Haplophragmoides sp. y Ammodiscus sp. La presencia de organismos calcáreos tales como Discocyclina sp., Lepidocyclina sp., Asterocyclina sp., Amphistegina sp., Operculinoides sp. entre otros, señalan la mezcla faunal con especies de ambiente somero. 5.6 FUENTE DE SEDIMENTOS Los abanicos submarinos que conforman la secuencia turbidítica eocena de la isla de Margarita se generan debido a la tectónica activa en la zona retroarco de la placa Caribe, donde se sugiere que las posibles fuentes de aporte eran los bloques que conformaban las Antillas Menores, el prisma de acreción producto de la subducción Atlántica y una posible plataforma carbonática ubicada en la periferia de las napas de Villa de Cura (PINDELL et al., 1990). Esta plataforma aparentemente sirvió de aporte para las secuencias de edad Eoceno Medio que actualmente se encuentran en parte de la cuenca oriental y las islas que conforman las Antillas Menores (PINDELL, op cit.). En la isla de Margarita se encuentran parte de estos abanicos turbidíticos, los cuales se caracterizan por facies de talud a planicie abisal, sedimentados en una cuenca marino profunda y alimentados por fragmentos de rocas ígneo- Jorham Contreras 150 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA metamórficas, sedimentarias preexistentes y una plataforma que originó calciturbiditas, las cuales son similares a las observadas en otras islas de las Antillas Menores y de edad Eoceno Medio terminal (SPEED, 1993) . Las características sedimentológicas de las rocas eocenas de la isla de Margarita y en general de la región caribeña, están controladas por la fuente de aporte en conjunto con los procesos sedimentarios en el interior de la cuenca y la evolución tectónica regional. El análisis mineralógico de la secuencia turbidítica sedimentada en dicha cuenca puede dar indicios de la fuente de sedimentos y de la existencia de fuentes mixtas o contemporáneas (Figuras 5.43 y 5.44). Para determinar las fuentes de sedimentos se utilizaron los diagramas de DICKINSON & SUCZEK (1979), basados en tres campos principales: bloques continentales, arcos magmáticos y orógenos reciclados, los cuales están en función de la proporción de cuarzo, feldespatos y fragmentos líticos que permiten ubicar el tipo de provincia tectónica como roca fuente en base a las diferencias composicionales. Se utilizaron los diagramas Q-F-L y Qm-F-Lt, en los cuales se graficaron un total de 57 muestras, 44 corresponden a la Formación Pampatar y 13 del Grupo Punta Carnero. Es importante resaltar que para la utilización de estos diagramas es necesario realizar el conteo modal de las muestras a estudiar, lo cual garantiza una estimación precisa en la proporción de los componentes. Sin embargo, en el presente trabajo estos diagramas fueron aplicados en base a los resultados de estimación visual de los análisis petrográficos, en donde se obtuvieron resultados similares a los reportados por CASAS & MORENO (1986), quienes si aplicaron el conteo modal. Los diagramas constan de tres vértices descritos a continuación: Diagrama Q-F-L: Q: todos los tipos de cuarzo incluyendo el chert; F: feldespatos; L: fragmentos líticos. Diagrama Qm-F-Lt: Qm: cuarzo monocristalino únicamente; F: feldespatos; Lt: fragmentos líticos incluyendo el chert y cuarzo policristalino. Jorham Contreras 151 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Formación Pampatar Q CRATON INTERIOR 3 Qm CRATON INTERIOR 18 20 CONTINENTAL TRANSICIONAL CONTINENTAL TRANSICIONAL OROGENO RECICLADO 11 RECICLADO CUARZOSO 42 43 45 RECICLADO TRANSICIONAL MEZCLA ARCO DISECTADO BASAMENTO LEVANTADO 37 ARCO DISECTADO BASAMENTO 18 ARCO TRANSICIONAL ARCO TRANSICIONAL ARCO NO DISECTADO F 32 25 15 50 13 RECICLADO LÍTICO ARCO NO DISECTADO L F 23 47 13 Lt FIGURA 5.43. Triángulos Q-F-L y Qm-F-Lt para las areniscas de la Formación Pampatar. DICKINSON & SUCZEK (1979) El diagrama Q-F-L de la Formación Pampatar evidencia una fuente de aporte principal de reciclados orogénicos, representadas por secuencias de estratos levantados, plegados y fallados, donde los detritos reciclados de rocas sedimentarias y metasedimentarias son importantes (DICKINSON & SUCZEK, 1979). Estos orógenos pueden estar asociados a complejos de subducción con deformación de sedimentos oceánicos y levantamiento del cinturón de deformación en cuencas antepaís. Adicionalmente se observa una dispersión hacia el campo de arco magmático disectado y transicional, lo cual representa el aporte principal de fragmentos volcánicos y cantidades menores de fragmentos plutónicos. En el diagrama Qm-F-Lt se destaca los reciclados transicionales, con dispersión hacia la zona de mezcla, arco trasicional y arco disectado. En base a estos resultados se puede sugerir que la fuente de aporte está asociada a un complejo de subducción con desarrollo de una cuenca retroarco y prisma de acreción, constituido por mezcla de rocas sedimentarias, metasedimentarias y materiales oceánicos. El arco magmático (en este caso Antillas Menores) representa una fuente intermitente y menos importante, la cual provee fragmentos de origen volcánico y en menor proporción plutónicos. Jorham Contreras 152 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Grupo Punta Carnero Q CRATON INTERIOR Qm 3 CRATON INTERIOR 11 18 20 CONTINENTAL TRANSICIONAL CONTINENTAL TRANSICIONAL OROGENO RECICLADO RECICLADO CUARZOSO 42 43 45 RECICLADO TRANSICIONAL MEZCLA ARCO DISECTADO BASAMENTO LEVANTADO 37 ARCO DISECTADO BASAMENTO 25 18 ARCO TRANSICIONAL ARCO TRANSICIONAL ARCO NO DISECTADO F 15 50 32 L 13 RECICLADO LÍTICO ARCO NO DISECTADO F 23 47 13 Lt FIGURA 5.44. Triángulos Q-F-L y Qm-F-Lt para las areniscas del Grupo Punta Carnero DICKINSON & SUCZEK (1979) El diagrama Q-F-L del Grupo Punta Carnero, al igual que en la Formación Pampatar, muestra una fuente principal de reciclados orogénicos, con leve dispersión hacia arco disectado y transicional, mientras que el diagrama Qm-F-Lt indica una fuente de reciclado transicional. Ambos diagramas sugieren una fuente de aporte asociada a un complejo de subducción (Caribe / Atlántico), levantado tectónicamente y que representa el aporte de fragmentos sedimentarios con episodios de aporte de detritos volcánicos y plutónicos provenientes de un arco magmático (Antillas Menores). Finalmente podemos decir que tanto en la Formación Pampatar como en el Grupo Punta Carnero, los reciclados orogénicos están representados por secuencias pre-eocenas tectonizadas durante la evolución de la placa del Caribe, constituidas por rocas sedimentarias, deformadas y mezcladas con secuencias oceánicas, alóctonas y parautóctonas, que fueron expuestas, para así representar una fuente de aporte para las cuencas retroarco en la placa Caribe, con influencia del arco magmático de las Antillas Menores. Jorham Contreras 153 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA 5.7 MARCO ESTRUCTURAL LOCAL 5.7.1 Geología Estructural La geología estructural en la isla de Margarita es bastante compleja. Está determinada por el marco tectónico de la placa del Caribe, el cual controló la sedimentación durante el Eoceno en la región costafuera de Venezuela. La evolución de las cuencas costafuera, que incluyen los sedimentos paleógenos de la actual isla de Margarita, se puede dividir en tres etapas principales: 1) un régimen extensional durante Eoceno, en el cual ocurre la sedimentación en cuencas marino profundas; 2) un régimen transpresivo a partir del Oligoceno, en el cual se invirtieron parte de las estructuras extensionales previas y que se acentuó durante el Mioceno Temprano a Medio, donde posiblemente ocurre el emplazamiento de las secuencias expuestas actualmente en la isla de Margarita (SPEED, 1985; PINDELL et al., 1988); 3) un régimen transtensional a partir del Mioceno Tardío, producto del movimiento transcurrente dextral de la placa del Caribe con respecto a Sudamérica. Los regímenes que controlaron cada una estas etapas determinaron la ubicación actual de los sedimentos eocenos en la isla de Margarita, los cuales tal como hemos mencionado con anterioridad están ubicados en tres zonas: El Grupo Punta Carnero aflora en 1) La región sureste de la isla, denominada Las Bermúdez – El Manglillo, la cual se encuentra adyacente al aeropuerto Santiago Mariño, caracterizada por una secuencia isoclinal con buzamiento hacia el sur y 2) la costa de Punta Mosquito, sector la Isleta, donde aflora la Formación Punta Mosquito, la cual se encuentra altamente tectonizada. La Formación Pampatar aflora en la región este de la isla, en afloramientos aislados, cercanos a la población de Pampatar. Aflora en un sinclinal, con orientación aproximada este-oeste. Jorham Contreras 154 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Área Las Bermúdez – El Manglillo En esta área el Grupo Punta Carnero, aflora en una estructura isoclinal, con una orientación N60E - N70E y buzamiento semivertical (80 N ó S – 90). Hacia el tope, en la Formación Punta Mosquito, las capas presentan una orientación N45E – N55E con buzamiento 25 - 30S. El contacto basal con la Formación Los Robles es discordante, no se observaron evidencias de deformación tectónica que sugieran un contacto estructural. Sin embargo, CASAS & MORENO (1986), indican que este contacto es de tipo estructural, interpretado como un corrimiento. Al sur se distinguen fallas, con orientación N20W aproximadamente, con leve desplazamiento horizontal dextral, claramente observables en los cerros que marcan el contacto entre las formaciones Las Bermúdez – El Dátil. En la zona del valle el Dátil, MUÑOZ (1973) sugiere un corrimiento en sentido norte – sur, el cual no fue observado en el presente trabajo. Adicionalmente, se distinguen algunas capas delgadas de areniscas, con cambios bruscos en la orientación, producto de fallas con orientaciones NNO-SSO y desplazamiento transcurrente, que según MUÑOZ (op cit.) tienen una componente normal. En la zona costera de Punta Mosquito, localidad la Isleta, las capas presentan una orientación aproximada N40E – N50E con buzamiento 20 – 40S. La secuencia está bastante deformada, se observan abundantes pliegues, destacándose un anticlinal volcado de orientación axial N35E 40N, (Figura 5.45) asociado a otros pliegues locales de menor escala. Al oeste, en la ensenada cercana a Punta Tortuguita se distingue el flanco este de un sinclinal (Figura 5.46), con orientación aproximada del plano axial N20E, el cual se prolonga por debajo de la línea de costa hacia el sur. Jorham Contreras 155 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Las fallas son comunes y de poca extensión. Predominan fallas inversas (Figuras 5.47 y 5.48) , pero también se observan fallas normales por efecto de reajuste gravitacional (comunes en la zona axial de los pliegues), con planos de orientación aproximada N45E y menos frecuente N40W. Adicionalmente, MUÑOZ (1973) reconoce un sistema de fallas inversas con orientación aproximada E-W y buzamiento 60S. FIGURA 5.45. Afloramientos en la costa de Punta Mosquito, localidad la Isleta. Obsérvese el pliegue anticlinal volcado. Plano axial del pliegue N35E 40N. Rumbo de la foto S 45 W. FIGURA 5.46. Afloramientos en la costa de Punta Mosquito, localidad La Isleta. Pliegue sinclinal en el sector Punta Tortuguita. Rumbo de la foto N 60 W. FALLA FIGURA 5.47. Falla inversa de alto ángulo en los afloramientos en la costa de Punta Mosquito, localidad La Isleta. Rumbo de las capas N40E 36N. Rumbo de la foto N30W. Jorham Contreras FIGURA 5.48. Afloramientos en la costa de Punta Mosquito, localidad La Isleta, Punta Corral. Falla inversa, plano con orientación N 20 E. Rumbo de la foto N 75 W. 156 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Área Pampatar Hacia la región este de Margarita, la estructura principal es un sinclinal asimétrico, con eje axial orientado N80E y ubicado en la parte media de las Salinas de Pampatar, el cual presenta mayor buzamiento en el flanco norte 40 50S (localidad Punta Gorda y Campiare de la Formación Pampatar) mientras que en el flanco sur las capas buzan 25 - 35N (localidades Punta Moreno, Punta Ballena y Morro el Vigía). En ambos flancos del pliegue se distinguen fallas inversas con orientación aproximada ENE-OSO, las cuales podrían reflejar una dirección de los esfuerzos compresivos entre N10W – N45 W aproximadamente. Las capas presentan un rumbo ONO-ENE y buzamiento 20º – 45º en sentido norte o sur dependiendo del flanco del sinclinal en que se encuentren. En la localidad de Punta Gorda, las capas presentan una orientación aproximada N50W 45S. En esta área las evidencias de actividad tectónica están enmascaradas por el gran espesor de lutitas (parte superior de la unidad I de la Formación Pampatar) que absorbe la deformación, y únicamente permite apreciar algunas capas desplazadas y deformadas en estado plástico. Sin embargo, se observan algunas fracturas y pliegues locales en las capas de areniscas competentes y de espesor considerable, ubicadas hacia el tope y en la parte media de las salinas. En la localidad Campiare, se observan fallas inversas, fracturas y diaclasas, así como vetas de cuarzo, que cortan las capas perpendicularmente a la estratificación en la mayor parte de la sección. La orientación de las capas cambia con respecto a la orientación general de la zona, observándose un rumbo N-S con buzamiento hacia el este. Estas características están determinadas por la proximidad con la zona apical del sinclinal de Pampatar. En Punta Moreno, al suroeste de Pampatar (flanco sur del sinclinal), las capas conglomeráticas basales de la Formación Pampatar, presentan una Jorham Contreras 157 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA orientación aproximada N70W 45N, observándose algunas fracturas y pequeñas fallas inversas. Hacia el tope de esta localidad, en la secuencia arenosa, el grado de deformación tectónica es mayor, y está caracterizada por abundantes fracturas, fallas inversas y pliegues (Figura 5.7, pagina 97). En Punta Ballena, las capas presentan un orientación aproximada E-W con buzamiento 20-30N. Las estructuras de deformación tectónica a escala de afloramiento, tales como fallas o pliegues, no son muy comunes (Figuras 5.10 y 5.11). Sin embargo, hacia el este, cercano a la cueva El Bufón se observan fracturas y fallas normales que cortan toda la secuencia pero no tienen mucho desplazamiento, así como patrones de diaclasas y plegamientos de baja intensidad producto en su mayoría por deformación sindepositacional (“slump”), o por reajuste gravitacional. Al norte de Punta Ballena, CASAS & MORENO (1986) distinguen un plano de corrimiento buzando al sur, indicando un sobrecorrimiento hacia el norte, reportado por MUÑOZ (1973) como cabalgamiento en sentido sur - norte. En las localidades Morro el Vigía y Pampatar, ubicadas hacia el tope en el flanco sur del sinclinal, las capas presentan orientación similar a Punta Ballena. Estructuralmente la secuencia presenta bajo grado de deformación, observándose algunos pliegues por flexura depositacional y otros que afectan levemente las capas y generan cambios de orientación muy locales. Las fallas y fracturas son escasas y se aprecian patrones de diaclasas en algunas capas. 5.7.2 Evolución Estructural La secuencia eocena que aflora en la isla de Margarita fue depositada en un ambiente de aguas profundas, en una cuenca con inestabilidad tectónica en la cual se generaron flujos gravitacionales de sedimentos, que transportaron material terrígeno y bioclástico de ambientes más someros, generando cañones y abanicos submarinos. Jorham Contreras 158 GEOLOGÍA LOCAL DE LA ISLA DE MARGARITA Aparentemente, estos depósitos se acumularon en la cuenca retroarco de las Antillas Menores (PINDELL et al., 1988; PINDELL & BARRETT, 1990, entre otros), la cual durante el Eoceno Medio a Tardío se hizo más profunda. YSACCIS (1997) indica que en la región costafuera, en la zona de las actuales cuencas La Blanquilla y parte de Tuy-Cariaco, prevaleció un régimen “rift” durante el Eoceno. En este período prevalecieron condiciones de inestabilidad tectónica en la cuenca, probablemente asociadas al régimen convergente de la placa Caribe contra Suramérica. Posteriormente, durante el Oligoceno – Mioceno Medio dicha cuenca estuvo influenciada por un proceso de deformación originado a partir de la transpresión al sur de la placa Caribe. Está fase es designada por YSACCIS (1997) como fase transpresiva, la cual generó plegamiento, fallas inversas y corrimientos, tal como se puede observar en la secuencia eocena que aflora en la isla de Margarita y en la de subsuelo (Figuras 4.6, 4.8 y 4.9), sedimentada en ambiente batial. PINDELL & DEWEY (1982) y PINDELL & BARRETT (1990) sugieren que la isla de Margarita durante el Mioceno Medio – Tardío? se encontraba parcialmente expuesta y fue envuelta en una intensa fase de deformación, producto de un régimen de transpresión oblicua contra la placa de Sudamérica. En esta etapa ocurrió el emplazamiento de las secuencias eocenas sedimentadas en aguas profundas en la actual isla de Margarita. Durante el Mioceno Tardío – Plioceno el marco tectónico es más estable, debido a que la placa del Caribe mantiene un movimiento transcurrente dextral con respecto a Sudamérica, permitiendo la sedimentación de los estratos subhorizontales de la Formación Cubagua en una plataforma abierta, en ambiente nerítico interno – medio hasta batial. Jorham Contreras 159 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO 6. ESTUDIO SEDIMENTOLÓGICO Y ESTRATIGRÁFICO DE LAS CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO La cobertura sedimentaria que descansa sobre el basamento ígneometamórfico mesozoico en las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco, de edad Paleógeno al Reciente, comprende un espesor mayor a los 6 km y da registro de la historia tectónica compleja a la que ha sido sometida la región costafuera de Venezuela, la cual determinó la distribución estratigráfica y de ambientes sedimentarios a lo largo del tiempo geológico. El análisis estratigráfico, distribución de los ambientes sedimentarios, sus características sedimentológicas y asociaciones de facies, permiten conocer las condiciones de depositación, cambios paleobatimétricos e interpretar la historia geológica de las cuencas en el área norte costafuera de Venezuela. El intervalo Eoceno-Oligoceno en las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco (Figura 6.1), es de particular interés, ya que presenta características favorables para la generación y expulsión de hidrocarburos, al mismo tiempo que contiene intervalos arenosos que representan potenciales reservorios. Se realizó el análisis sedimentológico y estratigráfico en los pozos MTC-2X, PMN-1X, PMO-2X, CMA-1X y CUBAGUA-1. En algunos casos se tomaron análisis bioestratigráficos previos y en otros se realizaron nuevos estudios, con el fin de delimitar las unidades estratigráficas de interés y validar los límites planteados por otros autores. De igual forma se aplicaron los diagramas de DICKINSON & SUCZEK (1979) con la finalidad de establecer las posibles fuentes de sedimentos. Es necesario destacar que los tipos litológicos identificados a través del análisis petrográfico de muestras de canal (ripios), no representan la totalidad de la sección estudiada, ya que las litologías menos competentes no se preservan, además que no permiten estimar de manera exacta los valores de porosidad. Jorham Contreras 160 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO 6.1 CUENCA LA BLANQUILLA Se define como una depresión de orientación noreste-suroeste, que alcanza más de 20.000’ (6.000 m) de espesor de sedimentos y se extiende al norte de los altos La Tortuga y Margarita-Los Testigos y al sur de las islas La Blanquilla y La Orchila, con un área aproximada de 35.000 km2. FIGURA 6.1 Ubicación de los pozos en las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco Tomado y modificado de YSACCIS et al. (2000) En la cuenca La Blanquilla se han perforado 3 pozos exploratorios los cuales encontraron petróleo y gas. Estos han sido seleccionados para el presente trabajo, ya que atraviesan parte de la secuencia de interés y permiten evaluar la distribución de los sedimentos de aguas marino profundas de edad EocenoOligoceno y establecer la posible correlación con la cuenca Tuy-Cariaco (Figura 6.2). Jorham Contreras 161 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO FIGURA 6.2. Distribución cronoestratigráfica de la secuencia sedimentaria en la región nororiental y costafuera de Venezuela. Tomado y modificado de EVANS (1983). Jorham Contreras 162 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO 6.1.1 DESCRIPCIÓN DE LOS POZOS EN ESTUDIO Los primeros estudios sedimentológicos y bioestratigráficos en los pozos perforados en la región costafuera de Venezuela fueron realizados por HAAK (1980) y EVANS (1982a, 1982b, 1983). Recientemente, DURÁN et al. (2002) realizan estudios bioestratigráficos de alta resolución, con la finalidad de corroborar algunos límites geocronólogicos y definir de manera más exacta las variaciones paleoambientales y paleobatimetricas dentro de la secuencia perforada por estos pozos. 6.1.1.1 POZO MTC-2X Ubicado en la subcuenca La Blanquilla Oeste, al norte de la isla La Tortuga, el pozo MTC-2X alcanza una profundidad de 16.401’ (5.000 m), perforando una secuencia de edad Eoceno – Reciente, sin llegar a basamento. Estudios sedimentológicos y bioestratigráficos recientes han permitido establecer los ambientes de sedimentación y la paleobatimetría de la secuencia perforada, tanto en este pozo como en el PMO-2X y PMN-1X, ubicados en la Blanquilla Este. a) Descripción estratigráfica y litológica HAAK (1980) y EVANS (1982a, 1983) dividen la secuencia perforada por el pozo MTC-2X como se puede observar en la tabla 6.1. Los estudios bioestratigráficos de alta resolución recientes, desarrollados por DURAN et al. (2002), han permitido redefinir algunos límites geocronológicos y ajustar la paleobatimetría, tal como se muestra en la tabla 6.2. Jorham Contreras 163 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO TABLA 6 .1 Unidades cronoestratigráficas del pozo MTC-2X. EVANS (1983) PROF. 1.690' EDAD LITOLOGÍA Y AMBIENTE DEPOSITACIONAL Pleistoceno Arcillas con fragmentos de conchas ESPESOR 1.670' 1.740' 530 m Mioceno Superior Arcilitas con pequeñas intercalaciones de areniscas calcáreas, depositadas en ambiente nerítico a batial superior Mioceno Medio Arcilitas con intervalos limolíticos. Corresponde a una secuencia regresiva que varía de ambiente batial en la base hasta nerítico medio en el tope Mioceno Inferior Areniscas y lutitas intercaladas con esporádicas calizas. Corresponde a un intervalo turbidítico de facies distal 3.380' 3.390' 1.033 m 4.100' 1.250 m 2.560' 780 m Mioceno 6.770' 10.870' 13.430' 16.401' Oligoceno Lutitas de ambiente batial 2.971' Eoceno 905 m TABLA 6.2 Unidades cronoestratigráficas del pozo MTC-2X. DURAN et al. (2002) PROF. 1670' EDAD LITOLOGÍA Y AMBIENTE DEPOSITACIONAL Plioceno - Pleistoceno Arcillas con fragmentos de conchas de ambiente nerítico medio a externo ESPESOR 1670' 509 m 1.830' 558 m 6.290' 1918 m 1.010' 700' Mioceno Medio - Superior Lutitas de ambiente batial superior que hacia el tope pasan a ambiente nerítico externo y presentan intercalaciones de areniscas delgadas Mioceno Medio Depósitos de talud superior, constituidos por lutitas, areniscas delgadas y esporádicas calizas. 308 m Mioceno Inferior Depósitos de talud intermedio plataforma externa en el tope 213 m Oligoceno Superior 3500' Mioceno 9.790' 10.800' 11.500' Oligoceno 2.450' 747 m 1000' 305 m Oligoceno Inferior a Lutitas de ambiente batial intermedio a inferior 13.950' 14.950 16.401' Eoceno Superior Eoceno 1451' Jorham Contreras 442 m Lutitas de ambiente batial intermedio Eoceno Medio 164 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO Finalmente se puede indicar que a pesar de que existen diferencias en profundidad y espesor entre las unidades cronoestratigráficas propuestas por los diferentes estudios bioestratigráficos realizados en el pozo MTC-2X, todos plantean una sedimentación prácticamente continua desde el Eoceno Medio hasta el Reciente. DURAN et al. (2002) ubican un hiatus por encima del Mioceno Temprano y otro entre el Mioceno Tardío y el Plioceno. b) Descripción petrográfica El análisis petrográfico se realizó en base a 16 muestras de canal, distribuidas a lo largo de la secuencia paleógena (10.800’ – 16.401’), de las cuales 10 pertenecen a la unidad oligocena y 6 a la unidad eocena. Ambas unidades son predominantemente lutíticas, con escasos intervalos de areniscas y calizas, por lo cual se consideran una sola unidad paleógena. Están compuestas por lutitas (88%) intercaladas con areniscas de grano muy fino (7%) y calizas (5%). Las lutitas son de color gris oscuro, calcáreas y con alto contenido de foraminíferos. Las areniscas son de color gris claro a crema, predominantemente calcáreas y de granos angulosos a subangulosos. Las calizas son de color crema y fosilíferas. Mineralógicamente, las lutitas están constituidas por arcillas entre 90 y 96%, por lo cual fueron clasificadas como arcilitas en la mayoría de los litotipos observados. Las areniscas son de grano muy fino y se encuentran intercaladas con limolitas. En ambos litotipos los granos están representados por cuarzo y ortosa, la matriz es arcillosa y el cemento es de calcita principalmente, con cantidades menores de sílice y óxido de hierro. Jorham Contreras 165 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO Se identificó únicamente un litotipo arenoso clasificado como una subarcosa. Las calizas fueron clasificadas como: 9 mudstone (75%), 2 wackestone (17%) y 1 packstone (8%). Areniscas y limolitas Están compuestas por cuarzo (4 - 45%) principalmente de tipo ígneo monocristalino, ortosa (0-10%) y escasos fragmentos de roca (0-4%) de tipo sedimentarios y chert. La matriz en las areniscas es arcillosa y no sobrepasa el 8%, mientras que en las limolitas alcanza el 45% y está compuesta por minerales de arcillas (25 -30%) y cantidades menores de micrita (10 -15%). El cemento es principalmente calcítico (20 – 28%) y se observó en la mayor parte de las muestras, al igual que el óxido de hierro, el cual oscila entre 3 y 15%. El cemento de sílice se observó únicamente en una muestra con un valor de 19%. Calizas Los mudstone están constituidos principalmente por micrita (16 – 96%) y foraminíferos pláncticos (0 – 8%). Los wackestone y packstone se componen de microespato (65-90%) y foraminíferos pláncticos (10 –35%). Se observó en tres muestras cementación por dolomita tardía con valores entre 2 y 5%, ubicadas en la secuencia eocena. Jorham Contreras 166 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO Finalmente, podemos decir que la secuencia paleógena del pozo MTC-2X es predominante lutítica, con escasos niveles de areniscas calcáreas, limolitas y calizas lodosas. La composición mineralógica detallada se puede observar en las tablas 6.3a y 6.3b. TABLAS 6.3 a y b Descripción petrográfica de muestras de canal, pozo MTC-2X. a) ROCAS SILICICLÁSTICAS TEXTURA EDAD Tam. de grano Muestra OLIGOCENO 10.850' - 10.860' 11.100' - 11.110' 11.330' - 11.340' 11.410' - 11.420' 11.830' - 11.840' EOCENO 12.220' - 12.230' 14.810' - 14.820' 15.340' - 15.350' Escog. Tam. prom. Nombre 0,03 0,05 0,02 0,04 0,05 0,05 0,04 0,09 0,05 0,03 Limo MB Limo B Limo MB Limo MB Limo Med Limo MB Limo MB A. Muy fina B Limo B Limo MB 15.670' - 15.680' 16.020' - 16.030' COMPOSICIÓN Composición General Red. Cuarzo Granos Matriz Cemento Porosd. IGNEO 25,0 SA 27,0 A-SA 12,0 SA 9,0 SA 10,0 SA 10,0 SA 8,0 SA 45,0 SA-SR 55,0 SA 13,0 2,0 1,0 75,0 65,0 60,0 81,0 45,0 90,0 92,0 8,0 40,0 72,0 98,0 99,0 0,0 8,0 28,0 10,0 42,0 0,0 0,0 47,0 5,0 15,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 3,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 0,0 9,0 5,0 8,0 5,0 4,0 3,0 4,0 27,0 44,0 6,0 1,0 1,0 SA METM. 3,0 1,0 1,0 CLASIFICACIÓN FELD. F.R. ACC. FÓSILES MTZ. CMT. 8,0 0,0 4,0 0,0 0,0 0,5 0,5 7,0 10,0 3,0 0,0 0,0 1,0 5,0 0,0 0,0 0,0 0,5 0,0 4,0 0,0 0,0 0,0 0,0 2,0 2,0 0,0 1,0 1,0 0,0 0,0 4,0 0,0 0,5 0,0 0,0 5,0 15,0 75,0 70,0 60,0 81,0 45,0 90,0 92,0 8,0 40,0 72,0 98,0 99,0 0,0 8,0 28,0 10,0 42,0 0,0 0,0 15,0 5,0 15,0 0,0 0,0 RECALCULO (100%) Qz. TOTAL 9,0 5,0 8,0 5,0 4,0 3,0 4,0 30,0 45,0 7,0 1,0 1,0 3,0 5,0 6,0 3,5 2,5 1,0 Feld FR 73,2 17,1 9,8 Nombre Matriz 75,0 70,0 60,0 81,0 45,0 90,0 92,0 8,0 40,0 72,0 98,0 99,0 Arcilita Arcilita Arcilita Arcilita Limolita Arcilita Arcilita Subarcosa Limolita Arcilita Arcilita Arcilita b) ROCAS CARBONÁTICAS TEXTURA EDAD Silisiclast Ortoquim EOCENO OLIGOC. COMPOSICIÓN Composición General Muestra Siliciclást. Aloquim Porosid. TOTAL Ortoquímicos Aloquímicos CLASIFICACIÓN TOTAL Foraminiferos 95,0 95,0 5,0 Mudstone 80,0 96,0 4,0 Mudstone 100,0 0,0 Mudstone Micrita Microesp. Espato Dolomita Sílice 12.720' - 12.730' 0,0 95,0 5,0 0,0 0,0 13.370' - 13.380' 0,0 96,0 4,0 0,0 0,0 16,0 13.620' - 13.630' 0,0 100,0 0,0 0,0 0,0 95,0 13.930' - 13.940' 0,0 95,0 5,0 0,0 0,0 95,0 95,0 5,0 Mudstone 14.330' - 14.340' 0,0 91,0 8,0 1,0 0,0 91,0 91,0 8,0 Mudstone 14.810' - 14.820' 0,0 96,0 4,0 0,0 0,0 96,0 96,0 4,0 Mudstone 15.340' - 15.350' 0,0 95,0 5,0 0,0 0,0 92,0 95,0 5,0 Mudstone 0,0 90,0 10,0 0,0 0,0 90,0 90,0 10,0 Wackestone 0,0 65,0 35,0 0,0 0,0 65,0 65,0 35,0 Packstone 0,0 97,0 3,0 0,0 0,0 80,0 97,0 3,0 Mudstone 0,0 75,0 25,0 0,0 0,0 75,0 75,0 25,0 Wackestone 0,0 94,0 6,0 0,0 0,0 94,0 6,0 Mudstone 15.420' - 15.430' 15.670' - 15.680' 16.020' - 16.030' 17,0 92,0 5,0 3,0 2,0 LEYENDA Escog: escogimiento; Red: redondez; M: malo; Med: medio; B: bueno; MB: muy bueno; A: angulares; SA: subangulares; SR: subredondeados; IGN: ígneo; METM: metamórfico; FELD: feldespatos; F.R: fragmentos de roca; ACC: accesorios; MTZ: matriz; CEMT: cemento; Microesp: microespato. Jorham Contreras 167 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO c) Evolución diagenética La secuencia paleógena perforada por el pozo MTC-2X alcanzó una etapa de diagénesis tardía. Los procesos diagenéticos identificados se mencionan a continuación: Moderado a alto grado de compactación mecánica que origina contactos longitudinales y cóncavo-convexos. Este proceso se observó sólo en los litotipos donde el grado de cementación es bajo, y permitió la compactación de la roca (Figura 6.3). En algunos casos se observa deformación de partículas dúctiles, tales como fragmentos de roca y micas, y pequeñas fracturas. Cementación principalmente por calcita, presente en un 95% de los litotipos observados (Figura 6.4), la cual ocurre en una etapa de diagénesis temprana, generando expansión del empaquetamiento original, y por consiguiente, inhibiendo la compactación mecánica. En una etapa de diagénesis posterior, intermedia a tardía, generó corrosión y reemplazo de los componentes siliciclásticos. En las calizas el cemento es principalmente calcítico con textura microgranular (microespato), asociado a procesos de recristalización de la micrita (Figuras 6.4 y 6.5). Se observa con textura isópaco y rellenando espacio poroso. Adicionalmente, se observó en algunas muestras cementación por sílice y óxido de hierro. Ambos tipos de cemento precipitan en una etapa posterior a la cementación por calcita, probablemente durante la diagénesis intermedia. El sílice se presenta rellenando fracturas y el óxido de hierro (principalmente hematita), aparentemente precipita en zonas de previa disolución de minerales de arcillas y podría estar asociado a la alteración de fragmentos de rocas sedimentarios y arcillas que contienen hierro dentro de su estructura. Jorham Contreras 168 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO Alteración de los feldespatos, micas y fragmentos líticos a minerales de arcillas. Los análisis de difracción de rayos X muestran que minerales de arcillas de tipo esmectita presentan alteración a minerales de tipo ilita, a través de arcillas de capas mixtas de tipo ilita / esmectita. Esta transformación ocurrió durante el soterramiento progresivo, a condiciones de alta presión y temperatura, bajo las cuales se generan arcillas de capas mixtas tipo ilita / esmectita con arreglo ordenado, lo cual indica una profundidad de soterramiento alrededor de los 3.500 m (SANDOVAL, 2000). Precipitación de dolomita tardía (Figura 6.6), posiblemente asociada a la liberación de hierro y magnesio a partir de la transformación de esmectita a ilita (PETTIJOHN et al. 1973, en SANDOVAL 2000). TABLA 6.4 Diagrama paragenético para la secuencia Eoceno - Oligoceno en el pozo MTC-2X Interfase agua / sedimento Etapas Diagéneticas Procesos Diagéneticos Soterramiento Somero 80°C 130ºC Soterramiento Intermedio Soterramiento Profundo Compactación Deformación de granos dúctiles Cementación por calcita Cementación por sílice Alteración de feldespatos Alteración de fragmentos líticos y micas Alteración de minerales de arcillas Reemplazamiento (calcitización) Cemento de óxido de hierro Transformación de esmectita a ilita Precipitación de dolomita Procesos que destruyen porosidad Procesos que generan porosidad Procesos que generan microporosidad Jorham Contreras 169 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO 1 mm. FIGURA 6.3. Subarcosa de grano muy fino, muestra 12.220’, pozo MTC-2X. Obj. 2.5x, nícoles cruzados 1 mm. FIGURA 6.5. Wackestone de foraminíferos, muestra 15.420’, pozo MTC-2X. Obj. 10x, nícoles cruzados. Jorham Contreras 1 mm. FIGURA 6.4. Limolita calcárea, con granos de cuarzo y feldespatos cementados por calcita, muestra 11.830’, pozo MTC-2X. Obj. 2.5x, nícoles cruzados. 1 mm. FIGURA 6.6. Dolomitización de fragmento de chert en una etapa de diagénesis tardía. Muestra 16.020’, pozo MTC-2X. Obj. 10x, nícoles cruzados 170 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO d) Análisis bioestratigráfico Las unidades definidas a partir de los análisis bioestratigráficos de alta resolución, desarrollados recientemente por DURAN et al. (2002), presentan ciertas diferencias con las unidades planteadas por HAKK (1980) y EVANS (1983). En la tabla 6.5 se muestran los límites y zonas bioestratigráficas utilizadas por DURAN et al. (2002), que fueron tomadas como base para el presente trabajo: TABLA 6.5 Zonación bioestratigráfica para el pozo MTC-2X DURAN et al. (2002) ZONAS EDAD Oligoceno Tardío (pies) BLOW (1969) 10.800' BOLLI & SAUNDERS (1985) NANNOPLANC. CALCÁREO TOUMARKINE & LUTERBACHER (1985) MARTINI (1971) Globorotalia kugleri NP-24 - NN1 P21 - P22 Globigerina ciperoensis ciperoensis 11.500' Globorotalia opima opima P19 - 20 Oligoceno Temprano OLIGOCENO FORAMINÍFEROS PROF. P18 Pseuhastigerina micra NP24- NP25 Turborotalia cerroazulensis s.l. P15 - P17 Eoceno Tardío Eoceno Temprano EOCENO 13.950' Indeterminado Globigerinatheka semiinvoluta 14.950' NP17 - NP19 P11-P15 16.401' Jorham Contreras Globigerinatheka subconglovata NP16 - NP17 171 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO 6.1.1.2 POZO PMO-2X Está ubicado en la subcuenca La Blanquilla Este, aproximadamente a 30 Km al noroeste de la isla de Margarita, en la zona de la falla transcurrente de Margarita. Alcanza una profundidad de 12.768’ (3.893 m) atravesando una secuencia sedimentaria de edad Oligoceno a Reciente, según EVANS (1982a, 1983), o Mioceno Temprano al Reciente, según DURAN et al. (2002). a) Descripción estratigráfica y litológica Debido a que este pozo se encuentra en la zona de fallas transcurrente de Margarita, el estudio de la secuencia sedimentaria revela una complejidad estructural, interpretada por EVANS (1983) en base a estudios de nannoplancton calcáreo, como una cuña de edad oligoceno en contacto de falla con los depósitos del Mioceno Temprano, tal como se muestra en la tabla 6.6. TABLA 6.6 Unidades cronoestratigráficas del pozo PMO-2X, según EVANS (1983) PROF. 1350' ESPESOR 1.350' 412 m EDAD LITOLOGÍA Y AMBIENTE DEPOSITACIONAL Reciente Arcillas con abundantes fragmentos de conchas 3.650' 1.113 m Pleistoceno Arcillas de ambiente nerítico medio a interno con abundantes fragmentos de conchas 2.640' 805 m Plioceno Lutitas y areniscas delgadas con abundantes fragmentos de conchas 360' 110 m Oligoceno Lutitas de ambiente batial 5.000' 7.640' 8.000' CONTACTO DE FALLA 10.750' 4.678' 12.768' Jorham Contreras 1.426 m Mioceno Inferior Lutitas Lutitas con intercalaciones de areniscas de grano de grano medio, interpretadas como depósitos de frente deltaíco. 172 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO Debido a esta complejidad estructural, además del interés en los depósitos terciarios de la región costafuera de Venezuela, se han desarrollado estudios bioestratigráficos integrados más recientes que han permitido realizar nuevas interpretaciones de la secuencia perforada en La Blanquilla, tal como se muestra a continuación: TABLA 6.7 Unidades cronoestratigráficas del pozo PMO-2X, según DURAN et al. (2002) PROF. ESPESOR EDAD 4.900' 1.494 m Pleistoceno 530' 162 m Plio-Pleistoceno 2.060' 328 m Plioceno Superior 4.900' 5.430' CONTACTO DE FALLA O DISCORDANTE ? 7.490' 7.550' 60' 18 m 1.680' 512 m LITOLOGÍA Y AMBIENTE DEPOSITACIONAL Arcillas y lutitas de ambiente nerítico medio a interno en el tope Lutitas con intercalaciones de areniscas de ambiente batial intermedio a nerítico externo Mioceno Inferior CONTACTO DE FALLA 9.230' Mioceno Medio Mioceno 3.538' 1.079 m Lutitas de ambiente batial inferior a medio, con intercalaciones de areniscas delgadas Mioceno Inferior 12.768' Tal como se puede observar DURAN et al. (2002), a diferencia de EVANS (1983), descartan la existencia de un intervalo o cuña oligocena intercalada con los depósitos del Mioceno. Estos autores sugieren un intervalo de 60’ de espesor con claras evidencias de retrabajo, en contacto de falla con el Mioceno Medio en la base y en el tope en contacto de falla o discordante con el Plioceno Tardío. Los análisis bioestratigráficos y sedimentológicos recientes permitieron determinar en este intervalo, una mezcla de fauna oligocena con fauna más joven de edad Mioceno, en donde se consideró la fauna terciaria más joven in situ y la Jorham Contreras 173 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO oligocena producto de retrabajo. Por esta razón, este pozo fue descartado del presente estudio ya que no aporta información de la secuencia paleógena de interés para este trabajo. 6.1.1.3 POZO PMN-1X Se localiza al noreste del pozo PMO-2X, en la subcuenca La Blanquilla Este, aproximadamente a 28 Km al noroeste de la isla de Margarita. Alcanza una profundidad máxima de 12.354’ (3.766 m), perforando rocas de edad Oligoceno al Reciente. a) Descripción estratigráfica y litológica Al igual que en los pozos estudiados con anterioridad, los primeros análisis sedimentológicos y bioestratigráficos fueron realizados por HAKK (1980) y EVANS (1982a, 1983). Posteriormente, DURAN et al. (2002) realizan una revisión y validación de la información, a través de análisis más exhaustivos, en los cuales se obtienen notables diferencias en los espesores y profundidad de los límites de las unidades cronoestratigráficas. En las tablas 6.8 y 6.9 se muestran ambas interpretaciones. TABLA 6.8 Unidades cronoestratigráficas del pozo PMN-1X, según EVANS (1983) PROF. EDAD LITOLOGÍA Y AMBIENTE DEPOSITACIONAL Plio-Pleistoceno Arcillas con abundantes fragmentos de conchas, depositadas en un ambiente nerítico medio a interno. ESPESOR 2.200 670 m 2.331' 711 m 2.200' Mioceno Medio 4.531' Mioceno 5.969' 1.820 m 1.854' 565 m Mioceno Inferior Arcilitas con areniscas delgadas de grano fino y abundantes fragmentos metamórficos, depositadas en un ambiente marino profundo, bajo condiciones turbidíticas en facies de abanico distal en la base, pasando a un dominio nerítico en el tope 10500' 12.354' Jorham Contreras Oligoceno Lutitas de ambiente batial 174 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO TABLA 6.9 Unidades cronoestratigráficas del pozo PMN-1X, según DURAN et al. (2002) PROF. 1.000' ESPESOR EDAD 1.000' 328 m Reciente 1.350' 412 m Pleistoceno 2.360' 720 m 2.350' 4.710' Mioceno Medio Mioceno 3.290' 1003 m 3.150' 960 m 12.000' 850' 270 m 12.354' 354' 108 m Mioceno Inferior LITOLOGÍA Y AMBIENTE DEPOSITACIONAL Arcillas con intercalaciones de areniscas de ambiente batial superior a nerítico interno en el tope Lutitas con intecalaciones de areniscas delgadas, depositadas en un ambiente batial medio a superior 8.000' 11.150' Oligoceno Oligoceno Superior Lutitas de ambiente batial intermedio a inferior Oligoceno Inferior Indeterminado Lutitas de ambiente batial Ambas interpretaciones sugieren una columna estratigráfica continua desde el Oligoceno al Mioceno Medio, interrumpida por un hiatus que dura hasta la parte inferior del Pleistoceno, para luego continuar con una secuencia Pleistoceno Reciente. Sin embargo, los estudios recientes asignan a la secuencia oligocena un espesor superior al asignado por EVANS (1983), al mismo tiempo que el Mioceno Inferior disminuye considerablemente. Es importante destacar que los análisis realizados por DURAN et al. (2002) son resultado de la integración de varias disciplinas bioestratigráficas en conjunto con las evidencias sísmicas. Además, dado que son análisis bioestratigráficos de alta resolución permitieron definir unidades cronoestratigráficas de menor extensión y con características paleobatimétricas y sedimentológicas mejor conocidas que las planteadas en estudios previos. Jorham Contreras 175 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO b) Descripción petrográfica El análisis petrográfico se realizó en base a 22 muestras de canal, distribuidas a lo largo de toda la unidad oligocena, comprendidas entre 8.100’ y 12.200’. La secuencia está constituida por lutitas (60%) intercaladas con areniscas de grano muy fino a fino (35%) y calizas (5%). Las lutitas son de color gris, calcáreas y con alto contenido de foraminíferos. Las areniscas son de color crema y gris claro, predominantemente calcáreas y de granos angulosos a subangulosos. Las calizas son de color crema y fosilíferas. Mineralógicamente las lutitas están constituidas por arcillas entre 65 y 100% (arcilitas), en la mayoría de las muestras observadas, aunque en algunos casos las arcillas disminuyen en proporción (5-20%) y se presentan granos de cuarzo y fragmentos de roca tamaño limo entre 80 y 95% (limolitas). Los litotipos arenosos identificados fueron clasificados como: 16 subarcosas (42%), 6 arenitas arcósicas (18%), 2 sublitarenitas (6%), 2 arenitas líticas (6%), 1 arenita cuarzosa (3%) y 1 grauwaca lítica (3%). El cemento de calcita se observa en un 95% de los litotipos mencionados. Adicionalmente, se identificaron algunas calizas que fueron clasificadas como: 3 mudstone (9%), 1 wackestone (3%), 1 packstone (3%) y 3 grainstone (9%). Areniscas Las areniscas presentan alto contenido de feldespatos, principalmente ortosa (2-22%), con cantidades menores de plagioclasa (0-7%). El cuarzo es principalmente de tipo ígneo plutónico monocristalino (3-55%), con cantidades menores de metamórfico monocristalino (2-32%). Los fragmentos de roca son escasos, en la mayoría de los casos no exceden el 12% y se distingue el chert como mineral predominante. Jorham Contreras 176 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO La proporción de cemento es muy variable, oscila entre 2 y 55%, siendo la calcita el mineral predominante (8-55%), con cantidades menores de sílice (210%) y óxido de hierro (2-8%). La matriz se presenta entre 1 y 14%, estando representada por minerales de arcillas (1-10%) y micrita (0-5%). Además de los litotipos arenosos, en 4 muestras ubicadas en la parte media de la unidad, se observaron de manera individual fragmentos de roca, principalmente tipo chert, en granos de tamaño arenas gruesas a gránulos, los cuales originalmente formaban parte de las areniscas. Calizas Están constituidas por calcita (45 - 74%), mayormente con textura microgranular (microespato) y únicamente en una muestra se observó textura poikilotópica. La micrita oscila entre 2 y 98%, siendo determinante en la clasificación de los litotipos, observándose con valores de 94 a 98% en los mudstone y de 2 a 17% en los packstone y wackestone, respectivamente. Los componentes aloquímicos están representados por foraminíferos pláncticos de aguas profundas, los cuales oscilan entre 2 y 52%. Los componentes siliciclásticos no sobrepasan el 3% y la porosidad está prácticamente ausente ( ≤ 2%). Finalmente se puede decir que los litotipos arenosos observados en la secuencia oligocena del pozo PMN-1X presentan alto contenido de feldespatos (ortosa) y cuarzo (ígneo monocristalino), cementados por calcita y con baja proporción de matriz (minerales de arcillas). Las calizas son fosilíferas (foraminíferos pláncticos de aguas profundas) y con variaciones en la proporción de matriz y cemento carbónatico. La composición mineralógica detallada se puede observar en la tabla 6.10. Jorham Contreras 177 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO TABLAS 6.10 a y b Descripción petrográfica de muestras de canal, pozo PMN-1X. a) ROCAS SILICICLÁSTICAS COMPOSICIÓN TEXTURA Muestra 8.100' 8.250' Tam. de grano Escog. Composición General Red. Granos Matriz CUARZO Cement. Porosd. FELD. IGN. METM. TOTAL F.R. CLASIFICACIÓN ACC. MTZ. CEMT. RECALCULO (100%) Qz. Feld FR Nombre Matriz Muy Fina B SA-A 49,0 5,0 46,0 0,0 25,0 10,0 35,0 6,0 3,0 5,0 5,0 46,0 79,5 13,6 6,8 5,0 Subarcosa Muy Fina B SA-A 82,0 1,0 17,0 0,0 27,0 16,0 43,0 25,0 11,0 3,0 4,0 17,0 54,4 31,6 13,9 4,0 Arenita arcósica 73,7 10,5 15,8 Limo B 45,0 55,0 0,0 0,0 15,0 5,0 20,0 15,0 5,0 5,0 55,0 0,0 Muy Fina B SA 41,0 5,0 54,0 0,0 25,0 3,0 28,0 4,0 6,0 3,0 5,0 54,0 55,0 Arcilita 5,0 Sublitarenita Media Med SA 45,0 0,0 55,0 0,0 17,0 12,0 29,0 7,0 5,0 4,0 0,0 55,0 70,7 17,1 12,2 0,0 Subarcosa Muy Fina B SA 95,0 0,0 5,0 0,0 55,0 28,0 83,0 10,0 0,0 2,0 0,0 5,0 89,2 10,8 0,0 0,0 Subarcosa Muy Fina B SA-A 41,0 4,0 55,0 0,0 21,0 9,0 30,0 5,0 2,0 4,0 4,0 55,0 81,1 13,5 5,4 4,0 Subarcosa Muy Fina B SA 75,0 3,0 22,0 0,0 23,0 15,0 38,0 23,0 11,0 3,0 3,0 22,0 52,8 31,9 15,3 3,0 Arenita arcósica Limo B 41,0 59,0 0,0 0,0 13,0 6,0 19,0 16,0 2,0 4,0 59,0 0,0 Muy Fina B SA-A 51,0 2,0 47,0 0,0 25,0 12,0 37,0 10,0 2,0 2,0 2,0 47,0 75,5 20,4 4,1 Muy Fina B SA-A 82,0 1,0 17,0 0,0 25,0 15,0 40,0 27,0 12,0 3,0 4,0 17,0 50,6 34,2 15,2 Limo B 45,0 55,0 0,0 0,0 15,0 5,0 20,0 15,0 5,0 5,0 55,0 0,0 Limo B SA-SR 18,0 80,0 2,0 0,0 8,0 2,0 10,0 0,0 0,0 8,0 80,0 2,0 80,0 Arcilita 8.800' Fina Med SA 74,0 14,0 12,0 0,0 59,0 59,0 10,0 5,0 15,0 12,0 15,0 Subarcosa Fina Med SA 47,0 5,0 48,0 0,0 38,0 9.030' Muy Fina B SR 65,0 25,0 10,0 0,0 15,0 9.300' Media Med SA 47,0 0,0 53,0 0,0 27,0 Muy Fina Med SA 27,0 5,0 68,0 0,0 8.500' 8.600' 9.410' 4,0 42,0 2,0 0,0 15,0 0,0 50,0 8,0 35,0 7,0 2,0 12,0 3,0 15,0 8,0 17,0 83,0 25,0 3,0 79,7 13,5 6,8 59,0 Arcilita 2,0 Subarcosa 4,0 Arenita arcósica 55,0 Arcilita 5,0 48,0 95,5 4,5 0,0 5,0 Arenita cuarzosa 25,0 10,0 23,1 0,0 76,9 25,0 Grauwaca lítica 3,0 0,0 53,0 79,5 15,9 4,5 0,0 Subarcosa 1,0 3,0 5,0 68,0 62,5 33,3 4,2 5,0 Arenita arcósica 7,0 0,0 2,0 0,0 8,0 92,2 7,8 0,0 0,0 Subarcosa 10,0 4,0 5,0 4,0 52,0 64,1 25,6 10,3 4,0 Arenita arcósica 63,5 31,7 4,8 Muy Fina B SA-SR 92,0 0,0 8,0 0,0 66,0 Muy Fina B SA-A 44,0 4,0 52,0 0,0 25,0 Muy Fina B SA 67,0 3,0 30,0 0,0 35,0 5,0 40,0 20,0 3,0 4,0 3,0 25,0 3,0 Arenita arcósica Limo B SA 83,0 4,0 13,0 0,0 39,0 16,0 55,0 23,0 3,0 2,0 4,0 13,0 4,0 Limolita 10.150' Arcillas B 5,0 95,0 0,0 0,0 3,0 3,0 1,0 0,0 1,0 95,0 0,0 95,0 Arcilita 10.240' Fina Med-B SA 76,0 0,0 22,0 2,0 30,0 18,0 48,0 14,0 8,0 6,0 0,0 20,0 68,6 20,0 11,4 0,0 Subarcosa Muy Fina B SA 80,0 0,0 20,0 0,0 24,0 16,0 40,0 9,0 28,0 3,0 0,0 20,0 51,9 11,7 36,4 0,0 Arenita lítica Arcillas B 5,0 95,0 0,0 0,0 3,0 3,0 1,0 0,0 1,0 95,0 0,0 10.640' Fina Med 77,0 1,0 21,0 1,0 37,0 11,0 48,0 16,0 9,0 4,0 1,0 21,0 65,8 21,9 10.800' Muy Fina 51,0 4,0 45,0 0,0 31,0 4,0 35,0 11,0 0,0 5,0 3,0 45,0 76,1 11.030' Muy Fina B SA-A 44,0 0,0 56,0 0,0 18,0 10,0 28,0 10,0 4,0 2,0 0,0 56,0 66,7 11.200' Muy Fina Med SA-SR 63,0 0,0 37,0 0,0 27,0 5,0 32,0 10,0 15,0 6,0 0,0 37,0 9.770' - 780' 9.900' 10.400' 11.450' 11.670' 11.800' 12.000 SA B-Med SA-SR 95,0 Arcilita 12,3 1,0 Subarcosa 23,9 0,0 3,0 Subarcosa 23,8 9,5 0,0 Subarcosa 56,1 17,5 26,3 0,0 Arenita lítica Fina Med-B SA 74,0 0,0 26,0 0,0 32,0 18,0 50,0 16,0 4,0 4,0 0,0 26,0 71,4 22,9 5,7 0,0 Subarcosa Muy Fina B SA 54,0 0,0 46,0 0,0 20,0 16,0 36,0 10,0 5,0 3,0 0,0 46,0 70,6 19,6 9,8 0,0 Subarcosa Muy Fina B SA 61,0 0,0 38,0 1,0 40,0 40,0 11,0 5,0 5,0 0,0 38,0 71,4 19,6 8,9 0,0 Subarcosa Fina Med SA-SR 72,0 3,0 25,0 0,0 38,0 12,0 50,0 15,0 2,0 5,0 3,0 25,0 74,6 22,4 3,0 3,0 Subarcosa Limo B SA 84,0 6,0 10,0 0,0 35,0 21,0 56,0 22,0 5,0 1,0 6,0 10,0 6,0 Limolita Limo B SA 35,0 55,0 10,0 0,0 7,0 12,0 19,0 10,0 0,0 6,0 55,0 10,0 55,0 Arcilita 68,0 14,0 18,0 0,0 50,0 50,0 8,0 10,0 14,0 18,0 14,0 Sublitarenita Muy Fina B-Med SA-SR 73,5 11,8 14,7 b) ROCAS CARBONÁTICAS TEXTURA COMPOSICIÓN Composición General Muestras Siliciclásticos Ortoquímicos Aloquímicos CLASIFICACIÓN Silisiclast Ortoquim Aloquim Porosid. Tipo TOTAL TOTAL Foraminiferos DUNHAM (1962) 10.240' 1,0 74,0 25,0 0,0 Cuarzo 1,0 74,0 74,0 25,0 Grainstone 11.030' 1,0 70,0 29,0 0,0 Glauconita 1,0 70,0 70,0 29,0 Grainstone 11.450' 0,0 70,0 30,0 0,0 0,0 70,0 70,0 30,0 Grainstone 0,0 94,0 6,0 0,0 0,0 94,0 94,0 6,0 Mudstone 3,0 45,0 51,0 1,0 3,0 2,0 45,0 52,0 Packstone 0,0 98,0 2,0 0,0 0,0 98,0 98,0 2,0 Mudstone 0,0 95,0 5,0 0,0 0,0 95,0 95,0 5,0 Mudstone 0,0 52,0 47,0 1,0 0,0 17,0 52,0 47,0 W ackstone 11.800' 12.000' 12.200' Chert Micrita Microesp. 17,0 27,0 Espato Sílice 26,0 8,0 LEYENDA Escog: escogimiento; Red: redondez; M: malo; Med: medio; B: bueno; MB: muy bueno; A: angulares; SA: subangulares; SR: subredondeados; IGN: ígneo; METM: metamórfico; FELD: feldespatos; F.R: fragmentos de roca; ACC: accesorios; MTZ: matriz; CEMT: cemento; Microesp: microespato. Jorham Contreras 178 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO c) Evolución diagenética En la secuencia oligocena perforada por el pozo PMN-1X, se reconocieron evidencias de procesos diagenéticos que indican una etapa de diagénesis intermedia a tardía incipiente, las cuales se mencionan a continuación: Bajo a moderado grado de compactación mecánica que origina principalmente contactos longitudinales. En algunos casos se observa deformación de partículas dúctiles, tales como fragmentos de roca y micas. Cementación principalmente por calcita, presente en un 95% de los litotipos observados, la cual ocurre en una etapa de diagénesis temprana, generando expansión del empaquetamiento original y por consiguiente, inhibe la compactación mecánica. En una etapa de diagénesis intermedia genera corrosión y reemplazo de los componentes siliciclásticos (Figuras 6.7 y 6.8). Adicionalmente, se observó en algunas muestras cementación por sílice y óxido de hierro, generalmente en baja proporción (< 10%). La cementación por sílice ocurre en una etapa de soterramiento temprano a intermedio y se observa mayormente como silicificación de granos carbonáticos o cemento de calcita. El óxido de hierro (principalmente hematita) ocurre en una etapa de diagénesis intermedia, aparentemente precipita en zonas de previa disolución de minerales de arcillas y podría estar asociado a la alteración de fragmentos de rocas sedimentarios y arcillas que contienen hierro dentro de su estructura. Alteración de los feldespatos, micas y fragmentos líticos a minerales de arcillas (Figuras 6.10 y 6.11). Los feldespatos se alteran mayormente a minerales de arcillas tipo ilita, mientras que las micas y fragmentos de roca a arcillas tipo esmectita y clorita. Los análisis de difracción de rayos X muestran la presencia de arcillas de capas mixtas tipo ilita / esmectita en dos muestras: a 9.150’, con arreglo ordenado y a 11.670’, con arreglo desordenado. Jorham Contreras 179 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO Estos resultados no permiten definir de manera concreta la paleotemperatura o grado de soterramiento alcanzado, pero en base a la presencia de evidencias indicativas de una etapa intermedia y ausencia de otras que indiquen una etapa posterior, se asume que la secuencia alcanzó condiciones de diagénesis intermedia. Disolución de minerales de arcillas, que genera porosidad secundaria en baja proporción (<2%). No se observan evidencias claras que permitan identificar las causas de este proceso. Las calizas presentan cementación calcítica con textura microgranular (microespato), asociada a la recristalización avanzada de la micrita (Figura 6.9). En algunos casos se observan cristales con textura poikilotópica rellenando espacio poroso y fracturas. TABLA 6.11 Diagrama paragénetico para la secuencia Oligoceno en el pozo PMN-1X Interfase agua / sedimento Etapas Diagéneticas Procesos Diagéneticos Soterramiento Somero 80°C 130ºC Soterramiento Intermedio Compactación Deformación de granos dúctiles Cementación por calcita Cementación por sílice Alteración de feldespatos Alteración de fragmentos líticos y micas Reemplazamiento (calcitización) Disolución de matriz Cemento de óxido de hierro Procesos que destruyen porosidad Procesos que generan porosidad Procesos que generan microporosidad Jorham Contreras 180 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO 0,5 mm. FIGURA 6.7. Subarcosa de grano medio. Obsérvese la corrosión y reemplazo por parte de la calcita, muestra 8.250’, pozo PMN-1X. Obj. 20x, nícoles cruzados. 1 mm. FIGURA 6.8. Arenita cuarzosa calcárea. Obsérvese la abundante cementación temprana de calcita, que genera expansión del empaquetamiento, muestra 8.800’, pozo PMN-1X. Obj. 10x, nícoles cruzados. 1 mm. FIGURA 6.9. Grainstone de foraminíferos, muestra 11.030’, pozo PMN-1X. Obj. 10x, nícoles paralelos. 1 mm. FIGURA 6.10. Subarcosa de grano muy fino. Obsérvese la alteración de los feldespatos a minerales de arcillas y la corrosión por parte de la calcita, muestra 11.670’, Obj. 2.5x, nícoles cruzados. 1 mm. a 1 mm. b FIGURA 6.11. a) 11.450’ y b) 10.240’, pozo PMN-1X. Subarcosas de grano fino. Obsérvese la alteración de los feldespatos a minerales de arcillas y el reemplazo por parte de la calcita. Obj. 10x, nícoles cruzados. Jorham Contreras 181 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO d) Análisis bioestratigráfico Evans (1982b, 1983) en base a estudios bioestratigráficos de foraminíferos, sugiere la existencia de un intervalo de edad Oligoceno de 2.354’ de espesor, comprendido entre 10.500’ y 12.354’ (P.F.), constituido por lutitas de ambiente batial. DURAN et al. (2002) asignan al intervalo Oligoceno un espesor de 4.000’, comprendido entre 8.000 y 12.000’. Infrayacente reportan un intervalo de edad indeterminada, comprendido entre 12.000 y 12.354’ (P.F). Ambas secuencias están constituidas por lutitas de ambiente batial con intercalaciones de areniscas de grano fino (Tabla 6.12). TABLA 6.12 Zonación bioestratigráfica para el pozo PMN-1X DURAN et al. (2002) EDAD (pies) Oligoceno Tardío OLIGOCENO 8.000' Indet. ZONAS FORAMINÍFEROS PROF. BLOW (1969) BOLLI & SAUNDERS (1985) N4 Globigerinoides primordius Globorotalia kugleri NANNOPLANC. CALCÁREO MARTINI (1971) NP-25 P21 - P22 11.150' P20 - P22 NP-24 Globigerina ampliapertura P19 - P21 12.000' Indeterm. Pseuhastigerina micra Indeterminado Oligoceno Temprano Globorotalia opima opima Indeterminado 12.354' Jorham Contreras 182 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO 6.1.2 ANÁLISIS DE PROCEDENCIA El estudio de procedencia y determinación de fuentes de sedimentos, se realizó a través de los diagramas ternarios de DICKINSON & SUCZEK (1979), los cuales permiten conocer de manera general el tipo de provincia tectónica que actúo como fuente de aporte para determinada secuencia sedimentaria. Para esto, es necesario establecer la composición y proporción mineralógica a través del análisis petrográfico y conteo modal. Al igual que en la secuencia turbidítica que aflora en la isla de Margarita, el análisis de procedencia para las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco, se realizó únicamente en base a la estimación visual de los componentes en el análisis petrográfico en muestras provenientes de los depósitos eocenos – oligocenos. La aplicación de estos diagramas en la secuencia de subsuelo puede reflejar, al igual que en la secuencia de superficie, la composición relativa de las rocas y permite determinar de manera general el tipo de provincia tectónica que actúo como fuente de sedimentos. El análisis petrográfico en muestras de canal no refleja exactamente la composición de la roca total, debido a que únicamente se observa cierta fracción de los componentes. Por lo tanto, la aplicación de estos diagramas sólo contribuye de manera parcial al establecimiento de la proporción de los tipos mineralógicos observados. Jorham Contreras 183 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO Q CRATON INTERIOR Qm 3 CRATON INTERIOR 11 18 20 CONTINENTAL TRANSICIONAL CONTINENTAL TRANSICIONAL OROGENO RECICLADO 45 RECICLADO CUARZOSO 42 43 RECICLADO TRANSICIONAL MEZCLA 37 ARCO DISECTADO BASAMENTO LEVANTADO ARCO DISECTADO BASAMENTO 25 18 ARCO TRANSICIONAL ARCO TRANSICIONAL ARCO NO DISECTADO 15 PMN-1X 32 50 L 13 RECICLADO LÍTICO ARCO NO DISECTADO F 23 47 13 Lt MTC-2X FIGURA 6.12 Diagramas de procedencia para los litotipos arenosos de los pozos PMN-1X y MTC-2X. Cuenca La Blanquilla. DICKINSON & SUCZEK (1979). El diagrama Q-F-L para los pozos PMN-1X y MTC-2X (Figura 6.12), ubicados en la cuenca La Blanquilla, evidencia como fuente de aporte principal un orógeno reciclado, con aportes menores de bloques continentales transicionales y cratón interior. El orógeno reciclado puede estar representado por secuencias de estratos levantados, plegados y fallados, que suministran detritos reciclados de origen sedimentario y metasedimentario (DICKINSON & SUCZEK, 1979). Estos orógenos pueden estar asociados a complejos de subducción, a orógenos en colisión y a levantamientos del cinturón de deformación en cuencas antepaís. Adicionalmente, se observa una dispersión hacia el campo de basamento continental transicional, que puede estar representado por islas volcánicas maduras y bloques de corteza continental limitados por fallas, producto de la colisión oblicua entre el arco de islas de las Antillas Menores y el margen norte de Sudamérica. Durante este evento, parte de las islas que conforman el arco estuvieron expuestas y se produjo el levantamiento y emplazamiento de Jorham Contreras 184 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO bloques continentales e ígneo-metamórficos, los cuales representan un aporte importante de rocas cuarzo-feldespáticas. En el diagrama Qm-F-Lt se destaca como fuente principal orógenos en colisión (reciclados cuarzosos), con dispersión hacia la zona de mezcla y basamento continental transicional. Tal como se dijo con anterioridad, los reciclados cuarzosos y el basamento continental transicional pueden estar asociados al levantamiento de bloques continentales durante la colisión oblicua Caribe / Sudamérica, donde terrenos de origen ígneo pueden representar una fuente de aporte secundaria. Jorham Contreras 185 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO 6.2 CUENCA TUY-CARIACO La cuenca Tuy-Cariaco es una depresión con orientación aproximada suroeste-noreste, se extiende desde Santa Lucía al sur hasta la isla de Margarita al norte, con un área de 20.000 km2 y prácticamente cubierta por las aguas del Mar Caribe. Se divide en cuatro subcuencas, denominadas de norte a sur como: Subcuenca Tuy-Cariaco norte Subcuenca Cubagua Fosa de Cariaco Ensenada de Barcelona Presenta una cobertura sedimentaria que alcanza más de 4,5 km de rocas con edades que van desde el Paleógeno al Reciente. En la subcuenca TuyCariaco Norte se han registrado 3,5 km de rocas plio-pleistocenas, las cuales poseen el mayor espesor de toda la secuencia (Ver 4.4.2). Se han perforado 10 pozos distribuidos mayormente hacia la zona este y sur de la cuenca, de los cuales 3 han descubierto hidrocarburos. Para el presente trabajo fueron seleccionados 2 de estos pozos, los cuales se encuentran en la subcuenca Cubagua (Figura 6.1). Ambos perforan la unidad paleógena y corresponden al pozo CMA-1X con una profundidad final de 12.535’ y el pozo CUBAGUA -1 con 4.670’. Los depósitos más antiguos presentes en la cuenca Tuy-Cariaco corresponden al Eoceno Medio, los cuales han sido datados en la subcuenca TuyCariaco Norte e interpretados en la subcuenca Cubagua. En ésta subcuenca, a diferencia del resto de las subcuencas, la sección paleógena está asociada a una fase extensional durante el Eoceno (Figura 6.14). Se tomaron algunos datos del pozo MTC-1X, ubicado en la subcuenca Tuy - Cariaco Norte, el cual perforó una secuencia de calizas de edad Eoceno Medio. Jorham Contreras 186 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO Esta secuencia ha sido interpretada por EVANS (1982a, 1983) e YSACCIS (1997) como parte de columna sedimentaria del área, mientras que BLANCO & GIRALDO (1992) la interpretan como un bloque transportado desde ambientes someros. En la figura 6.13 se puede observar la distribución cronoestratigráfica y diferencias en el relleno sedimentario entre las subcuencas de la cuenca TuyCariaco y la cuenca La Blanquilla. FIGURA 6.13. Tabla de correlación en base a los datos de pozos en la zona costafuera de Venezuela. Tomado y modificado de BLANCO & GIRALDO (1992) Jorham Contreras 187 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO O E FIGURA 6.14. Evolución geológica de la subcuenca Cubagua. Tomado y modificado de GODDARD (1986) Jorham Contreras 188 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO 6.2.1 DESCRIPCIÓN DE LOS POZOS EN ESTUDIO 6.2.1.1 POZO CMA-1X Está ubicado al noroeste de Punta Arenas en la Península Araya-Paria y aproximadamente a 16 km al suroeste de la isla Cubagua. Alcanza una profundidad máxima de 12.535’ (3.820 m) llegando al basamento metamórfico Cretácico Superior, del cual perfora + 485’ de rocas muy similares a las expuestas en el Sistema Montañoso del Caribe, tal como lo expone EVANS (1983). Suprayacente se encuentra la secuencia sedimentaria de rocas EocenoReciente con un espesor de 12.050’, donde se presenta una discordancia angular a 6.420’ que limita los depósitos de edad Eoceno-Oligoceno? con los del Mioceno Tardío - Reciente. Este pozo fue perforado como sondeo inicial en esta cuenca y su objetivo fue probar la sección eocena, la cual no dio resultados positivos de acumulación de hidrocarburos. a) Descripción estratigráfica y litológica HAKK (1980) y EVANS (1982a, 1983) realizaron los primeros estudios sedimentológicos y bioestratigráficos de la secuencia perforada por este pozo, quienes sugieren una secuencia continua del Eoceno al Reciente, interrumpida por una discordancia entre el Oligoceno(?) y el Mioceno Tardío (Tabla 6.13). A partir de 6.420‘ hacia la base, ubican una secuencia paleógena de 5.615’ (1.711 m) de espesor, prácticamente estéril, la cual dividen en un intervalo de edad Eoceno (12.050’ – 10.020’) y otro de edad Oligoceno (?) (10.020’ – 6.420’). Sin embargo, la interpretación de transectos sísmicos en esta subcuenca, no ha permitido definir una superficie de discontinuidad o límite entre los depósitos eocenos y oligocenos(?), por lo cual se considera como una sola unidad sismoestratigráfica, suprayacente al basamento y cubierta de manera discordante por los sedimentos del Mioceno Tardío. Jorham Contreras 189 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO Para el análisis sedimentológico de la secuencia paleógena se realizó previamente el estudio de los registros eléctricos, donde se observaron diferencias litológicas que sirvieron para dividir la secuencia en tres unidades estratigráficas informales, tal como de describe a continuación: Unidad estratigráfica informal III (10.020’ - 12.050’): Esta unidad está conformada por areniscas de grano grueso a medio, localmente conglomeráticas, con intercalaciones delgadas de lutitas estériles, interpretadas por HAAK (1980) como una secuencia de “wild flysch”, de 2.030’ (619 m) de espesor. Litológicamente es muy similar al Grupo Punta Carnero, de edad Eoceno Medio que aflora en la isla de Margarita, en base al cual, por correlación litoestratigráfica, se asigna a esta unidad en el pozo CMA-1X una edad Eoceno. Suprayacente, se observa un intervalo asignado por EVANS (1982b, 1983) al Oligoceno(?), en base a estudios de palinología. Este autor reporta la presencia de la especie Janduforia seamrogiformis, indicativa de una edad Oligoceno a Mioceno?. Este intervalo presenta características sedimentológicas diferentes a la unidad infrayacente y representa la sedimentación en un ambiente continental a costero. Pueden reconocerse dos unidades estratigráficas informales: Unidad estratigráfica informal II (8.480’ – 10.020’): Está caracterizada por lutitas, moteadas, con un espesor de 1.540‘ (470 m). Unidad estratigráfica informal I (6.420’ – 8.480’): Está caracterizada por 2.060’ (628 m) de intercalaciones de lutitas y areniscas mal a moderadamente escogidas, de grano fino a grueso, que aumentan en proporción hacia el tope. El Mioceno Tardío se caracteriza por arcilitas de ambiente nerítico externo a batial superior, discordantes sobre la unidad paleógena, con 1.570’ (478 m) de espesor, comprendidos entre 6.420‘ y 4.850’. Por encima se observan los depósitos del Plioceno (4.850’ - 2.000’), con 2.850‘ (869 m) de espesor y de Jorham Contreras 190 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO ambiente nerítico interno. Finalmente, la secuencia del Pleistoceno al Reciente, con un espesor de 2.000’ (610 m), se caracteriza por arcillas con abundantes fragmentos de conchas, similar a la del resto de los pozos en estudio. TABLA 6.13 Unidades cronoestratigráficas del pozo CMA-1X. Tomado y modificado de EVANS (1983) PROF. 465' 2.000' ESPESOR EDAD 465' 142 m Reciente 1.535' 468 m Pleistoceno 2.850' 869 m Plioceno Lutitas con intervalos delgados de areniscas depositadas en un ambiente nerítico interno 1.570' 479 m Mioceno Superior Lutitas de ambiente nerítico externo a batial superior 2.060' 628 m 4.850' 6.420' 8.480' Oligoceno (?) 1.540' 2.030' Arcillas con abundantes fragmentos de conchas Unidad informal I: areniscas intercaladas con lutitas, depositadas en un ambiente continental a trasicional 470 m Unidad informal II: Lutitas de ambiente continental a trasicional 619 m Unidad informal III: Areniscas con intercalciones delgadas de lutitas, depositadas en un ambiente marno profundo por corrientes turbidíticas 10.020' Eoceno Medio (?) 12.050' b) LITOLOGÍA Y AMBIENTE DEPOSITACIONAL Descripción petrográfica La descripción petrográfica se realizó a partir de las unidades estratigráficas informales definidas: Unidad I: Areniscas intercaladas con lutitas (6.420’ – 8.480’ ) Unidad II: Lutitas (8.480’ – 10.020’) Unidad III: Areniscas con intervalos conglomeráticos (10.020’ – 12.050’) Jorham Contreras 191 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO El análisis petrográfico se realizó en base a 28 muestras de canal, distribuidas a lo largo de toda la secuencia, correspondiendo 10 a la unidad I, 1 a la unidad II y 17 a la unidad III. Unidad de areniscas intercaladas con lutitas: Se caracteriza por la alternancia de areniscas (60%) y lutitas (40%), donde estas últimas se hacen más abundantes hacia la parte basal de la unidad. Las areniscas son grano fino a grueso, color gris claro, con granos subangulosos a subredondeados y moderadamente escogidas. Están intercaladas con lutitas estériles de color gris, medianamente compactadas. En base a la clasificación de PETTIJOHN, POTTER & SIEVER (1972) se identificaron tres litotipos arenosos: arenitas líticas (45%) y arenitas arcósicas (20%). Adicionalmente, se observan de manera individual abundantes fragmentos líticos (35%), principalmente metamórficos, los cuales originalmente formaban parte de las arenitas líticas. Unidad de lutitas: Se caracteriza por lutitas estériles de color gris, medianamente compactadas con escaso intervalos arenosos. Únicamente se realizó el análisis petrográfico de una muestra, en la cual se identificaron fragmentos de lutitas principalmente compuestas por arcillas (90-100%) y cristales de cuarzo y chert de tamaño muy fino (0-10%). Unidad de areniscas con intervalos conglomeráticos: Se caracteriza por areniscas (80-85%) de color gris claro, de grano fino a grueso, subangulosos a subredondeados con moderado a buen escogimiento. Se observa cierta proporción de lutitas (<5%) de color gris, altamente compactadas. Los intervalos conglomeráticos representan aproximadamente un 10% y composicionalmente, son similares a las areniscas, diferenciándose únicamente en el tamaño de grano. Jorham Contreras 192 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO Se identificaron 3 litotipos arenosos: arenitas líticas (40%), areniscas calcáreas (20%) y arenitas arcósicas (10%). Adicionalmente, se observan de manera individual abundantes fragmentos líticos (30%), principalmente metamórficos, los cuales originalmente formaron parte de las areniscas líticas. A lo largo de toda la secuencia considerada paleógena, no se observaron cambios en la composición de los litotipos arenosos, sino únicamente variación en la proporción de los mismos. No existen diferencias significativas en la composición mineralógica entre las areniscas de las unidades I y III, ya que en ambas las arenitas líticas son predominantes (40-50%), se observan individualmente fragmentos líticos que originalmente pertenecen a las areniscas (25-35%), mientras que las arenitas arcósicas y areniscas calcáreas varían en proporción. La composición mineralógica detallada se puede observar en la tabla 6.14. Jorham Contreras 193 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO LITOT. Unidad Muestra TABLA 6.14 Descripción petrográfica de muestras de canal del pozo CMA-1X. 1 COMPOSICIÓN Tam. de grano Escog. Red. Granos Matriz Cemento Porosd. IGNEO METF. TOTAL Gruesa Med SA-SR 95,0 0,0 5,0 0,0 23,0 22,0 45,0 50,0 4,0 OLIGOCENO (?) UNIDAD I: ARENISCAS INTERCALADAS CON LUTITAS 6.650' UNIDAD II: LUTITAS FELD. F.R. 6,0 35,0 56,0 5,0 4,0 62,0 67,0 23,0 7,0 40,0 Feld FR Matriz 52,6 0,0 0,0 Arenita arcósica Grauwaca lítica Fina B SA 51,0 40,0 4,0 5,0 B SA 66,0 0,0 34,0 0,0 6.970' 2 Media M SR 97,0 0,0 3,0 0,0 7.130' 2 Media Med SA-SR 79,0 1,0 20,0 0,0 8,0 35,0 43,0 11,0 18,0 7,0 7.310' 2 Fina B SA 86,0 6,0 8,0 0,0 15,0 26,0 41,0 18,0 24,0 3,0 7.630' 3 Media M SR 94,0 0,0 6,0 0,0 8,0 37,0 45,0 36,0 9,0 4,0 6,0 3 Media Med SA 96,0 0,0 4,0 0,0 9,0 39,0 48,0 38,0 8,0 2,0 4,0 3,0 Fina B SA 92,0 3,0 5,0 0,0 19,0 25,0 42,0 20,0 27,0 1 Media Med SA-SR 89,0 3,0 8,0 0,0 8,0 39,0 47,0 15,0 27,0 2 Muy Fina B SA 84,0 3,0 12,0 1,0 22,0 20,0 42,0 28,0 12,0 2,0 8.050' 1 Media Med SA-SR 72,0 0,0 28,0 0,0 10,0 30,0 40,0 4,0 24,0 4,0 8.430' 1 Fino B SA 83,0 2,0 15,0 0,0 10,0 27,0 37,0 13,0 33,0 1 Muy fina B SA 71,0 0,0 29,0 0,0 20,0 37,0 57,0 6 Media B SR 50,0 0,0 50,0 0,0 6,0 19,0 25,0 24,0 1,0 1 Muy Fina B SA 79,0 4,0 13,0 4,0 7,0 27,0 34,0 21,0 22,0 2,0 2 Media B SA-SR 35,0 0,0 65,0 0,0 11,0 8,0 19,0 7,0 6,0 3 Gruesa M SR 83,0 2,0 15,0 0,0 12,0 12,0 64,0 1 Muy Fina B SA 56,0 30,0 5,0 9,0 10,0 10,0 20,0 2 Fina B SA-SR 13,0 0,0 87,0 0,0 3,0 3,0 1 Muy Fina B SA 60,0 35,0 5,0 0,0 10,0 11,0 2 Gruesa B SR 90,0 0,0 10,0 0,0 6,0 3 Gruesa Med SA-SR 88,0 0,0 12,0 0,0 6,0 7.940' 10.100' 10.240' 10.340' Subarcosa 3,0 69,1 23,7 7,2 0,0 Arenita arcósica 1,0 20,0 59,7 15,3 25,0 1,0 Arenita lítica 6,0 8,0 49,4 21,7 28,9 6,0 Arenita lítica 50,0 40,0 10,0 0,0 Arenita arcósica 51,1 40,4 8,5 0,0 Arenita arcósica Arenita lítica 47,2 22,5 30,3 3,0 16,9 30,3 3,0 Arenita lítica 3,0 8,0 51,2 34,1 14,6 3,0 Arenita arcósica 28,0 58,8 5,9 35,3 0,0 Arenita lítica 15,0 44,6 15,7 39,8 2,0 Arenita lítica 29,0 81,4 0,0 18,6 0,0 Sublitarenita 50,0 50,0 48,0 2,0 0,0 Arenita arcósica 13,0 44,2 27,3 28,6 4,0 Arenita lítica 3,0 65,0 59,4 21,9 18,8 0,0 Subarcosa 5,0 2,0 15,0 14,8 79,0 6,2 0,0 Arenita arcósica 10,0 25,0 1,0 Grauwaca Lítica 1,0 9,0 21,0 7,0 31,0 1,0 32,0 38,0 22,0 29,0 1,0 2,0 8,0 80,0 13,0 2,0 1,0 B SA 84,0 3,0 13,0 0,0 9,0 14,0 23,0 30,0 31,0 Tz SA 93,0 0,0 6,0 1,0 29,0 1,0 30,0 55,0 5,0 2,0 4,0 30,0 35,0 3,0 36,4 18,2 45,5 30,0 23,1 7,7 69,2 0,0 Arenita lítica 5,0 35,6 11,9 52,5 35,0 Grauwaca Lítica 8,0 42,7 24,7 32,6 0,0 Arenita lítica 12,0 9,1 90,9 0,0 0,0 Arenita arcósica 4,0 27,4 35,7 36,9 3,0 Arenita lítica 6,0 33,3 61,1 5,6 0,0 Arenita arcósica Media B SR 92,0 2,0 6,0 0,0 12,0 25,0 37,0 39,0 14,0 2,0 1 Muy Gruesa Med SR-R 95,0 0,0 5,0 0,0 31,0 5,0 36,0 51,0 7,0 1,0 6 Gruesa B SA 99,0 0,0 1,0 0,0 46,0 53,0 Tz 1,0 46,5 1 Fina Med SA 87,0 0,0 12,0 1,0 20,0 15,0 35,0 38,0 12,0 2,0 12,0 41,2 1 Media Med SA 86,0 2,0 10,0 2,0 14,0 39,0 53,0 23,0 8,0 2,0 2,0 10,0 63,1 2 Muy Fina B SR 81,0 1,0 18,0 0,0 3,0 36,0 39,0 10,0 28,0 4,0 1,0 18,0 50,6 1 Fina B SA-SR 53,0 0,0 47,0 0,0 2,0 36,0 38,0 3,0 12,0 47,0 71,7 2 Muy Fina B SA 84,0 1,0 15,0 0,0 14,0 21,0 35,0 18,0 28,0 3,0 1 Fina B SR 40,0 0,0 60,0 0,0 9,0 18,0 27,0 6,0 4,0 3,0 1,0 46,0 2 Media B SA 89,0 0,0 11,0 0,0 7,0 38,0 45,0 20,0 23,0 3 Gruesa M SA 84,0 0,0 15,0 1,0 16,0 13,0 29,0 52,0 3,0 2,0 5,0 87,0 3 1,0 2,0 41,1 43,3 15,6 2,0 Arenita arcósica 5,0 38,3 54,3 7,4 0,0 Arenita arcósica 0,0 53,5 0,0 Arenita lítica 44,7 14,1 0,0 Arenita arcósica 27,4 9,5 2,0 Arenita arcósica 13,0 36,4 1,0 Arenita lítica 5,7 22,6 0,0 Sublitarenita 15,0 43,2 22,2 34,6 1,0 Arenita lítica 60,0 73,0 16,2 10,8 0,0 Arenita arcósica 11,0 51,1 22,7 26,1 0,0 Arenita lítica 15,0 34,5 61,9 3,6 0,0 Arenita arcósica 1 Fina B SA-SR 54,0 4,0 42,0 0,0 8,0 5,0 13,0 22,0 19,0 4,0 42,0 24,1 40,7 35,2 4,0 Arenita arcósica 2 Media Med SA 77,0 3,0 20,0 0,0 9,0 20,0 29,0 19,0 28,0 1,0 3,0 20,0 38,2 25,0 36,8 3,0 Arenita lítica 3 Fina B SA 83,0 2,0 15,0 0,0 14,0 26,0 40,0 16,0 25,0 2,0 2,0 15,0 49,4 19,8 30,9 2,0 Arenita lítica 1 Gruesa B SA-SR 60,0 0,0 40,0 0,0 4,0 25,0 29,0 2,0 27,0 2,0 40,0 50,0 3,4 46,6 0,0 Arenita lítica 2 Fina B SA 89,0 3,0 8,0 0,0 9,0 26,0 35,0 20,0 32,0 2,0 3,0 8,0 40,2 23,0 36,8 3,0 Arenita lítica 1 Fina B SA 63,0 2,0 35,0 0,0 9,0 21,0 30,0 7,0 26,0 Tz 2,0 35,0 47,6 11,1 41,3 2,0 Arenita lítica 2 Fina Med SA 91,0 3,0 6,0 0,0 12,0 25,0 37,0 20,0 32,0 2,0 3,0 6,0 41,6 22,5 36,0 3,0 Arenita lítica 1 Media B SA 92,0 0,0 8,0 0 15,0 21,0 36,0 15,0 39,0 2,0 8,0 40,0 16,7 43,3 0,0 Arenita lítica 2 Media Med SR 95,0 0,0 5,0 0,0 7,0 7,0 79,0 9,0 5,0 7,4 83,2 9,5 0,0 Arenita arcósica 1 Gruesa B SA-SR 90,0 2,0 8,0 0,0 13,0 26,0 39,0 31,0 14,0 6,0 2 Media B SA 65,0 0,0 35,0 0,0 15,0 30,0 45,0 2,0 17,0 1,0 2 Gruesa Med SR 25,0 0,0 75,0 0,0 5,0 5,0 3,0 17,0 1 Gruesa Med SR 95,0 0,0 5,0 0,0 20,0 75,0 2 Muy Fina B SA 90,0 1,0 9,0 0,0 24,0 23,0 47,0 6,0 35,0 1 Fina B SA-SR 69,0 6,0 20,0 5,0 4,0 20,0 24,0 21,0 24,0 2 Fina B SA 82,0 17,0 1,0 0,0 13,0 21,0 34,0 31,0 15,0 11.550' 11.650' 12.000' 0,0 52,8 Med 11.330' 11.800' 40,0 6,2 5,0 Fina 11.220' 11.700' 68,6 7,7 8,0 Media 10.770' 11.120' 11,8 86,2 3,0 2 10.680' 10.900' 19,6 3,0 1 10.450' 10.560' 4,0 35,0 1,0 4 Nombre Qz. 47,4 Muy fina 7.790' 10,0 RECALCULO (100%) 5,0 2 5,0 6,0 56,0 CLASIFICACIÓN ACC. MTZ. CMT. 2 8.720' EOCENO (?) CUARZO 6.810' 10.020' UNIDAD III: ARENISCAS CON INTERVALOS CONGLOMERÁTICOS Composición General 20,0 2,0 2,0 2,0 8,0 46,4 36,9 16,7 2,0 Arenita arcósica 35,0 70,3 3,1 26,6 0,0 Arenita lítica 75,0 20,0 12,0 68,0 0,0 Arenita lítica 5,0 21,1 78,9 0,0 0,0 Arenita arcósica Arenita lítica 1,0 9,0 53,4 6,8 39,8 1,0 6,0 20,0 34,8 30,4 34,8 6,0 Arenita lítica 17,0 1,0 42,5 38,8 18,8 17,0 Grauwaca feldespática LEYENDA Escog: escogimiento; Red: redondez; MM: muy malo; M: malo; Med: medio; B: bueno; A: angulares; SA: subangulares; SR: subredondeados; METAF: metamórfico; FELD: feldespatos; F.R: fragmentos de roca; ACC: accesorios; MTZ: matriz; CMT: cemento Jorham Contreras 194 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO c) Evolución diagenética Las evidencias diagenéticas observadas en los depósitos paleógenos del pozo CMA-1X, permiten interpretar que esta secuencia alcanzó condiciones de diagénesis tardía incipiente. Se observaron las evidencias de los siguientes procesos diagenéticos: Compactación mecánica que origina principalmente contactos longitudinales, así como deformación y trituramiento de los fragmentos líticos alrededor de los granos más resistentes, los cuales fluyen en estado sólido y originan matriz diagenética o pseudomatriz (DICKINSON 1970, EN SANDOVAL, 2000). Este proceso es más frecuente en la unidad III de areniscas conglomeráticas. En algunos casos se observaron granos fracturados (Figuras 6.15 y 6.16). Cementación principalmente por sílice (65%), la cual ocurre desde una etapa de diagénesis temprana hasta intermedia y se observa de dos maneras: como cuarzo microcristalino (chert) (Figura 6.17) y como sobrecrecimientos en continuidad óptica con el cuarzo. La cementación por calcita (25%) ocurre durante la etapa de soterramiento temprano, genera expansión del empaquetamiento original, y en una etapa posterior, corrosión y reemplazo de componentes siliciclásticos. Se observa mayormente en la unidad III (Figura 6.18 y 6.20). Adicionalmente, se observó en algunas muestras cementación por caolinita y óxido de hierro, generalmente en baja proporción (< 5%). La cementación por caolinita ocurre durante la diagénesis temprana a intermedia; BUCKE & MANKIN (1971, en SANDOVAL 2000) platean que este proceso está asociado a la alteración de los feldespatos. La cementación por óxido de hierro (principalmente hematita) ocurre en una etapa de diagénesis intermedia y está asociada a la alteración de los fragmentos de rocas sedimentarios y arcillas que contienen hierro dentro de su estructura, así como minerales accesorios ferromagnesianos (clorita y piroxenos). Jorham Contreras 195 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO Alteración de los fragmentos líticos, feldespatos y micas a minerales de arcillas, principalmente de tipo clorita y caolinita, con cantidades menores de ilita y esmectita (Figura 6.19). Este proceso ocurre a partir de la diagénesis temprana hasta diagénesis tardía. En una etapa intermedia a tardía ocurre la alteración progresiva de los minerales de arcillas de tipo esmectita a ilita, a través del arreglo en arcillas de capas mixtas, las cuales presentan un contenido de ilita alrededor del 70-80% en capas de tipo semi-ordenada, lo cual podría indicar una profundidad de soterramiento cercana a los 3.500 metros (SANDOVAL, 2000) y condiciones de diagénesis tardía. Disolución de minerales de arcillas, que genera porosidad secundaria en baja proporción (<6%) y se observa únicamente en la unidad III. No se observan evidencias claras que permitan identificar las causas de este proceso, aunque se puede indicar que se restringe a minerales de arcillas de tipo detríticos o alogénicos y no diagenéticos. TABLA 6.15 Diagrama paragénetico para la secuencia Eoceno en el pozo CMA-1X Interfase agua / sedimento Etapas Diagéneticas Procesos Diagéneticos Soterramiento Somero 80°C 130ºC Soterramiento Intermedio Soterramiento Profundo Compactación Deformación de granos dúctiles Cementación por calcita Cementación por sílice Alteración de feldespatos Alteración de fragmentos líticos y micas Alteración de minerales de arcillas Precipitación de caolinita Reemplazamiento (calcitización) Disolución de matriz Cemento de óxido de hierro Procesos que destruyen porosidad Procesos que generan porosidad Procesos que generan microporosidad Jorham Contreras 196 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO 0,5 mm. FIGURA 6.15. Arenita lítica. Obsérvese la alteración de los fragmentos de roca a minerales de arcillas y la generación de pseudomatriz, muestra 7.940’, pozo CMA-1X. Obj. 20x, nícoles cruzados. 1 mm. FIGURA 6.17. Arenita lítica con cemento de chert, muestra 10.900’, litotipo 2, pozo CMA-1X. Obj. 10x, nícoles cruzados. 1 mm. FIGURA 6.19. Arenita arcósica. Obsérvese la alteración de la ortosa a minerales de arcillas de tipo ilita, muestra 6.650’, pozo CMA-1X. Obj. 2.5x, nícoles cruzados. Jorham Contreras 1 mm. FIGURA 6.16. Arenita arcósica. Obsérvese la alteración de los feldespatos a minerales de arcillas y la generación de pseudomatriz, muestra 10.560’, pozo CMA-1X, Obj. 10x , nícoles cruzados. 0,5 mm. FIGURA 6.18. Sublitarenita con cemento de calcita temprana, que genera expansión del empaquetamiento y corrosión de los granos, muestra 10.770’, pozo CMA-1X, Obj. 20x , nícoles cruzados. 1 mm. FIGURA 6.20. Arenita arcósica. Obsérvese el fracturamiento y relleno por calcita, la cual genera reemplazo parcial de los granos, muestra 10.900’, litotipo 1, pozo CMA-1X. Obj. 10x, níc. cruzados. 197 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO d) Análisis bioestratigráfico EVANS (1982b) realizó el estudio bioestratigráfico de la secuencia EocenoPleistoceno perforada por el pozo CMA-1X. Este autor reporta entre 6.420’ y 10.020’ un intervalo de lutitas moteadas y areniscas totalmente estéril en foraminíferos. Sin embargo, a través de estudios palinológicos, propone que este intervalo fue depositado en un ambiente continental a costero durante el Oligoceno(?), en base a la presencia de Janduforia seamrogiformis (Oligoceno – Mioceno) a una profundidad de 9.310’. Entre 10.020’ – 12.050’ reporta un intervalo totalmente estéril, constituido por conglomerados y areniscas de grano grueso depositadas en ambiente marino bajo condiciones de alta energía, el cual correlaciona, en base a las características sedimentológicas, con la secuencia turbidítica del Grupo Punta Carnero, ubicado en la isla de Margarita y edad Eoceno Medio. Con la finalidad de establecer de manera concreta la edad y ambiente depositacional de la secuencia asignada por EVANS (1982b) al Oligoceno(?), se realizaron análisis palinológicos complementarios en un total de 9 muestras, ubicadas entre 6.650’ y 10.000’. Estos estudios no permitieron establecer la edad de la secuencia, ya que los palinomorfos encontrados indican un rango de edad muy amplio, desde el Eoceno Medio al Mioceno Medio. Las especies encontradas presentan muy mala preservación, por lo cual no puede aseverarse que se encuentren in situ y realmente corresponda a una ambiente continental a costero, tal como lo señala el autor. Jorham Contreras 198 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO 6.2.1.2 POZO CUBAGUA 1 Está ubicado en la zona oeste de la isla de Cubagua con una profundidad máxima de 4.670’ (1.424 m) sin llegar al basamento y atraviesa la secuencia sedimentaria Eoceno - Pleistoceno. a) Descripción estratigráfica y litológica La secuencia eocena está constituida por lutitas moteadas de ambiente batial y edad Eoceno Medio, con un espesor de 476’ (137 m) comprendido entre 4.220’ y 4.670’. Estos depósitos han sido correlacionados con la Formación El Dátil del Grupo Punta Carnero por BERMÚDEZ (1975). Suprayacente se observa una secuencia de 1.098’ (335 m) de espesor, compuesta por lutitas estériles intercaladas con areniscas, las cuales EVANS (1982a) asigna al Oligoceno(?) en base a su posición estratigráfica, infrayacente a la secuencia miocena. Los depósitos del Mioceno Tardío se distinguen desde 3.122’ hasta 194’ de profundidad, con un espesor de 2.928’ (892 m), considerados por EVANS (1982a) como equivalentes a la Formación Cubagua. Están constituidos por lutitas, ricas en macro y microfósiles, con intervalos de areniscas de grano fino, sedimentadas en ambiente batial, correspondiente a las facies más distales de la formación. Por encima se ubican los depósitos arcillosos pleistocénicos. b) Descripción Petrográfica Debido a la litología predominante lutítica de la secuencia eocena-oligocena en el pozo CUBAGUA-1, el análisis petrográfico se realizó en base a ocho muestras de canal, 5 correspondientes a la unidad oligocena(?) y 3 a la unidad eocena. Los litotipos observados están constituidos por lutitas (60%) y areniscas (40%), todos con valores de porosidad entre 0 y 1%. Jorham Contreras 199 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO La unidad eocena está constituida por lutitas (90%), predominantemente calcáreas, y areniscas calcáreas de grano fino (10%). Las lutitas están compuestas por minerales de arcillas entre 80 y 90%, por lo cual fueron clasificadas como arcilitas. Adicionalmente presentan granos de cuarzo (5-10%) principalmente de tipo metamórfico y en algunos casos fragmentos de roca (0-5%) de tipo chert y sedimentarios. Las areniscas son de tipo líticas, compuestas por fragmentos de roca entre 20 y 30%, principalmente chert y metamórficos, cuarzo (25-30%) de tipo metamórfico predominante, cemento de sílice (5-10%) y de calcita (1-10%). La matriz está constituida principalmente por minerales de arcillas (15-20%) y en baja proporción micrita (0-5%), por lo que algunos litotipos se clasificaron como grauwacas líticas. La unidad oligocena (?) presenta características similares a la unidad anterior. Se distinguen principalmente arcilitas (60%) y areniscas (40%). Las arcilitas están compuestas por minerales de arcillas (60-65%), con granos de cuarzo metamórfico (20%), chert (10%), fragmentos metamórficos (7%) y escasos feldespatos (2-3%). Las areniscas son de variada composición, aunque la mayoría presentan alto contenido de fragmentos de roca y fueron clasificadas como arenitas líticas. Están compuestas por fragmentos líticos (25-40%) de tipos diversos (sedimentarios, chert y volcánicos?), cuarzo (30-40%) de tipo metamórfico e ígneo plutónico, feldespatos (0-5%), cemento de calcita (0-35%), cemento de sílice (0-9%) y matriz arcillosa (0-20%). La composición mineralógica detallada de los litotipos identificados se puede observar en la tabla 6.16: Jorham Contreras 200 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO TABLA 6.16 Descripción petrográfica de muestras de canal del pozo CUB-1. TEXTURA Muestra Unidad Tam. de grano OLIGOCENO (?) 3.170' - 3.180' Escog. Granos Matriz Cemento Porosd. IGNEO METM. TOTAL CLASIFICACIÓN FELD. F.R. ACC. MTZ. CMT. RECALCULO (100%) Qz. Feld FR Matriz Nombre Lutita Med A-SA 12,0 87,0 1,0 0,0 6,5 3,0 9,5 0,0 2,0 0,5 90,0 1,0 Lutita Med SA-SR 11,0 86,0 3,0 0,0 6,0 2,0 8,0 0,0 2,0 1,0 86,0 3,0 A. Fina B SA-SR 36,0 0,0 60,0 4,0 13,0 23,0 36,0 1,0 0,0 0,0 0,0 60,0 97,3 2,7 0,0 0,0 Arenita cuarzosa 3.290' - 3.300' Arcilita Arcilita 3.438' - 3.448' A. Fina MM SR 55,0 42,0 3,0 0,0 3,0 27,0 30,0 0,0 25,0 0,0 42,0 3,0 54,5 0,0 45,5 42,0 Grauwaca lítica 3.620' A. Fina Med SA 77,0 20,0 3,0 0,0 7,0 33,0 40,0 4,0 33,0 0,0 20,0 3,0 51,9 5,2 42,9 20,0 Grauwaca lítica A. Muy Fina B SA 79,0 12,0 9,0 0,0 12,0 23,0 35,0 5,0 38,0 1,0 12,0 9,0 44,9 6,4 48,7 12,0 Arenita lítica Lutita Med SA 9,0 91,0 0,0 0,0 1,0 3,0 4,0 0,0 4,0 1,0 91,0 0,0 4.260' A. Muy Fina B SA-SR 36,0 12,0 52,0 0,0 15,0 6,0 21,0 3,0 5,0 7,0 12,0 52,0 72,4 10,3 17,2 12,0 Sublitarenita 4.360' A. Muy Fina B SA-SR 36,0 10,0 54,0 0,0 17,0 6,0 23,0 3,0 4,0 6,0 10,0 54,0 76,7 10,0 13,3 10,0 Sublitarenita 4.580' Lutita Med SA 30,0 68,0 2,0 0,0 18,0 3,0 21,0 2,0 7,0 0,0 68,0 2,0 4.165' EOCENO COMPOSICIÓN CUARZO Composición General Red. Arcilita Arcilita LEYENDA Escog: escogimiento; Red: redondez; MM: muy malo; M: malo; Med: medio; B: bueno; A: angulares; SA: subangulares; SR: subredondeados; METAF: metamórfico; FELD: feldespatos; F.R: fragmentos de roca; ACC: accesorios; MTZ: matriz; CMT: cemento c) Evolución diagenética Las evidencias de los procesos diagenéticos ocurridos en la secuencia paleógena del pozo CUBAGUA-1 corresponden a una etapa de diagénesis temprana a intermedia, entre los cuales se destacan: Moderado grado de compactación mecánica inicial, donde predominan los contactos longitudinales y grano-matriz debido a la alta proporción de minerales de arcillas que inhibe los contactos entre granos y los procesos de presiónsolución (Figuras 6.21 y 6.22). Abundante cementación por calcita, alcanza valores de hasta 54% y ocurre en una etapa de soterramiento temprano (Figura 6.23). También se identificó cemento de sílice en baja proporción (<10%), el cual precipita en una etapa entre diagénesis temprana a intermedia. Adicionalmente, se observa cemento de óxido de hierro, principalmente hematita, lo cual puede estar asociado a la alteración de los fragmentos sedimentarios. Jorham Contreras 201 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO Corrosión y remplazamiento de los componentes siliciclásticos (cuarzo y fragmentos de roca) por calcita, lo cual ocurre durante la diagénesis temprana a intermedia. Alteración de los fragmentos de roca a minerales de arcillas (Figuras 6.22 y 6.23a). TABLA 6.17 Diagrama paragenético para la secuencia Eoceno – Oligoceno en el pozo CUB-1 Interfase agua / sedimento Etapas Diagéneticas Procesos Diagéneticos Soterramiento Somero 80°C 130ºC Soterramiento Intermedio Compactación Deformación de granos dúctiles Cementación por calcita Cementación por sílice Alteración de fragmentos líticos y micas Corrosión y reemplazamiento (calcitización) Cemento de óxido de hierro Procesos que destruyen porosidad Procesos que generan porosidad Procesos que generan microporosidad 1 mm. FIGURA 6.21. Arcilita con foraminíferos pláncticos, muestra 3.290’. Obj. 10x, nícoles cruzados. Jorham Contreras 1 mm. FIGURA 6.22. Grauwaca lítica, muestra 3.620’. Obj. 10x, nícoles cruzados. 202 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO 1 mm. 0.5 mm. Muestra 4.260’. Obj. 2.5x Muestra 4.360’. Obj. 10x FIGURA 6.23. Arenitas líticas de grano muy fino con cemento calcítico. Obsérvese la alteración de los fragmentos de roca a minerales de arcillas y la corrosión de los granos siliciclásticos por parte de la calcita. Nícoles cruzados. d) Análisis bioestratigráfico TIPWORD (1940) realiza el primer estudio bioestratigráfico de foraminíferos en la secuencia perforada por el pozo CUBAGUA-1. Este autor propone en la parte basal, un intervalo lutítico con alto contenido de foraminíferos de ambiente marino profundo (globigerinas) que señalan una edad Eoceno, comprendido entre 4.220’ y 4.670’ (profundidad final). Suprayacente y en base a su posición estratigráfica, este autor, ubica un intervalo de edad Oligoceno (?), comprendido entre 3.122’ y 4.220’, constituido por lutitas estériles no marinas, seguido de depósitos lutíticos con alto contenido de foraminíferos de edad Mioceno. KUGLER (1957) propone que el intervalo basal comprendido entre 4.220’ y 4.670’ corresponde al Eoceno Medio, constituido por lutitas de ambiente marino profundo ligeramente calcáreas y muy fracturadas, con alto contenido de foraminíferos planctónicos de aguas profundas (Globorotalia spinulosa, Globorotalia eocaenica, Globigerina sp., entre otros). Así mismo, observa foraminíferos bénticos de ambiente marino somero, tal como Lepidocyclina hubbardi, Cibicides tuxmepansis, Cibicides grimsdalei, Cibicides cushmani y Jorham Contreras 203 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO Nodosarella subnodosa, que señalan una mezcla de fauna posiblemente asociada a corrientes turbidíticas, y señala que el intervalo suprayacente, asignado por TIPWORD (1940) al Oligoceno(?), no presenta fauna indicativa de edad y por posición estratigráfica mantiene esta edad. Posteriormente, BERMÚDEZ (1975) corrobora para el intervalo basal (4.220’ – 4.670’) una edad Eoceno Medio y establece que corresponde a una parte de la Formación El Dátil del Grupo Punta Carnero en la isla de Margarita. Con la finalidad de establecer de manera concreta la edad del intervalo asignado al Oligoceno(?) por TIPWORD (1940), se realizaron análisis bioestratigráficos de foraminíferos y palinomorfos en un total de 5 muestras, comprendidas entre 3.170’ y 3.592’. Estos análisis no arrojaron resultados satisfactorios, ya que tres muestras fueron totalmente estériles y en las otras dos se encontraron especies muy mal preservadas de rango estratigráfico muy amplio. 6.2.1.3 POZO MTC-1X Está ubicado en la subcuenca Tuy - Cariaco Norte, 30 Km al este de la isla La Tortuga. Alcanza una profundidad de 12.092’, perforando la secuencia Eoceno al Reciente. Fue seleccionado como un pozo complementario debido a que perforó un intervalo de edad Eoceno, por debajo de la secuencia Mioceno Tardío – Reciente. Como se mencionó anteriormente BLANCO & GIRALDO (1992) consideran que esta secuencia corresponde a un bloque transportado desde ambientes someros de plataforma hasta profundidades batiales, mientras que otros autores tales como EVANS (1982a, 1983) e YSACCIS (1997) la consideran parte de la columna sedimentaría in situ, de la subcuenca Tuy-Cariaco Norte. Jorham Contreras 204 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO La secuencia eocena se ubica entre 10.500’ y 11.395’ de profundidad, está caracterizada por calizas de ambiente arrecifal y lutitas de aguas profundas. Las calizas presentan alto contenido de fragmentos de algas y foraminíferos bénticos (Lepidocyclina sp.), que señalan un ambiente de plataforma, mientras que las lutitas presentan alto contenido de organismos de aguas profundas (EVANS, 1983). El ambiente de esta secuencia no ha sido del todo establecido, aunque EVANS (op cit.) sugiere que podría representar una interfase entre un régimen de carbonatos de plataforma y un ambiente clástico de aguas profundas, así como indica que mientras no se conozca de manera precisa si las calizas son autóctonas, la interpretación ambiental es especulativa. Este intervalo fue debidamente estudiado en base a fragmentos de núcleo en el intervalo 10.613’ - 10.721’ por MARQUEZ & PICARD (1980). Los análisis permiten interpretar una historia diagenética avanzada, en condiciones de soterramiento profundo, evidenciada por la presencia de varios patrones de estilolitas rellenas con arcilla, fracturas, neomorfismo heteroaxial y dolomitización. Estos procesos sugieren que este cuerpo de calizas ha sufrido procesos de presión-solución intensos, originados a partir de una historia tectónica compleja que controló su ubicación actual y posición vertical, determinada a partir de estructuras geopetales observadas en el análisis petrográfico y del registro “dipmeter”, el cual realizó tres mediciones en el intervalo 10.640’ - 10.708’ comprendidas entre 67.6º y 83.8º de buzamiento. En base al estudio de este núcleo se pudo determinar una complejidad tectónica que causó rotación y probablemente el transporte de estas calizas arrecifales en la región costafuera de Venezuela, pero no es posible establecer de manera concreta la historia o dirección de esfuerzos que controlaron estos procesos. Suprayacente a este intervalo y de manera discordante se encuentran los depósitos del Mioceno Tardío, con un espesor de 2.000’ (610 m), comprendidos Jorham Contreras 205 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO entre 10.500’ y 8.500’, los cuales están constituidos por areniscas conglomeráticas de ambiente fluvial (EVANS, 1983). Finalmente, los depósitos del Plioceno y Pleistoceno se ubican entre 8.500’ y 1.500’ (7.000’; 2.134 m) y están constituidos por arcillas con abundantes fragmentos de conchas, depositadas en un ambiente nerítico. 6.2.2 ANÁLISIS DE PROCEDENCIA Al igual que en la cuenca La Blanquilla, el análisis de procedencia para la secuencia Eoceno - Oligoceno en la cuenca Tuy Cariaco (subcuenca Cubagua), se realizó a través de los diagramas ternarios de DICKINSON & SUCZEK (1979). Estos diagramas fueron empleados en base a la proporción de componentes mineralógicos determinados por estimación visual en el análisis petrográfico, por lo cual no representan de manera exacta la fracción total de roca y su aplicación es con fines comparativos. Q CRATON INTERIOR Qm 3 CRATON INTERIOR 11 18 CONTINENTAL TRANSICIONAL 20 CONTINENTAL TRANSICIONAL OROGENO RECICLADO RECICLADO CUARZOSO 42 43 45 RECICLADO TRANSICIONAL MEZCLA 37 ARCO DISECTADO BASAMENTO LEVANTADO ARCO DISECTADO BASAMENTO 25 18 ARCO TRANSICIONAL ARCO TRANSICIONAL ARCO NO DISECTADO F 15 CUBAGUA-1 32 50 L F 13 RECICLADO LÍTICO ARCO NO DISECTADO 23 47 13 Lt CMA-1X FIGURA 6.24 Diagramas de procedencia para los litotipos arenosos de los pozos CMA-1X y CUB-1. Cuenca Tuy-Cariaco. DICKINSON & SUCZEK (1979). Jorham Contreras 206 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO El diagrama Q-F-L para los pozos CMA-1X y CUB-1 ubicados en la subcuenca Cubagua (Figura 6.24), evidencia como principal fuente de aporte un orógeno reciclado, donde secuencias de estratos levantados, plegados y fallados, estarían aportando detritos reciclados a partir de rocas sedimentarias y metasedimentarias (DICKINSON & SUCZEK, 1979). Estos orógenos pueden estar asociados a complejos de subducción con deformación de sedimentos oceánicos y a levantamientos del cinturón de deformación en cuencas antepaís (ubicado en el margen norte de Sudamérica). Adicionalmente, se observa una dispersión hacia el campo de basamento levantado, el cual puede estar representado por bloques expuestos de corteza continental, limitados por fallas, producto del marco transpresivo y colisión oblicua entre las placas Caribe / Sudamérica, y que representan un aporte importante de rocas cuarzo-feldespáticas y arenitas arcósicas. En el diagrama Qm-F-Lt se observa una mayor dispersión, destacándose como fuente principal los reciclados transicionales y cuarzosos, con dispersión hacia la zona de mezcla y arco disectado. Adicionalmente, al igual que en el diagrama anterior, el basamento levantado representa una provincia significativa como fuente de aporte. Los reciclados transicionales y cuarzosos están asociados a terrenos levantados producto de la colisión oblicua entre la placa del Caribe y Sudamérica, asociados al complejo de subducción entre las placas del Caribe y Atlántica, donde una variedad de rocas de composición oceánica y granítica, sedimentarias y metasedimentarias asociadas al prisma de acreción, representan una fuente de detritos muy variada, entre los cuales DICKINSON & SUCZEK (1979) destacan la abundancia del chert, el cual puede exceder la proporción de cuarzo y feldespatos juntos, tal como se observa en las muestras estudiadas. Jorham Contreras 207 CORRELACIÓN 7. CORRELACIÓN ENTRE LAS CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO CON EL FLYSCH EOCENO EN LA ISLA DE MARGARITA 7.1 GENERALIDADES El estudio de los pozos MTC-2X y PMN-1X señala que la secuencia eocena – oligocena en la cuenca La Blanquilla está caracterizada por depósitos de aguas profundas, predominantemente lutíticos con intervalos localizados de areniscas y calizas. Sin embargo, tal como se mencionó en el capítulo anterior, la distancia geográfica entre estos pozos, la compleja historia geológica y su ubicación en subcuencas distintas, no permite establecer una correlación directa entre ambos, del mismo modo que no es posible aseverar de manera concreta que toda la secuencia paleógena dentro de la cuenca presente características similares. El relleno sedimentario de la cuenca Tuy-Cariaco está constituido principalmente por depósitos de edad Mioceno al Reciente, registrándose depósitos de edad Eoceno únicamente en la subcuenca Cubagua, además de bloques transportados en la subcuenca Tuy-Cariaco Norte (BLANCO & GIRALDO, 1992). La secuencia eocena en los pozos CMA-1X y CUBAGUA-1 (subcuenca Cubagua) y el MTC-1X (subcuenca Tuy-Cariaco Norte), está caracterizada por sedimentos de aguas profundas en conjunto con sedimentos transportados de ambientes someros, depositados en depresiones locales y restringidas, que fueron producto del régimen extensional que controlaba la región norte costafuera de Venezuela durante el Eoceno. La secuencia flysch de la isla de Margarita obedece a la sedimentación en una cuenca marino profunda durante el Eoceno Medio, la cual estuvo controlada por flujos gravitacionales de sedimentos desde ambientes someros de plataforma, depositados bajo corrientes de turbidez junto con sedimentos principalmente lutíticos de talud y fondo de cuenca. Jorham Contreras 208 CORRELACIÓN Los análisis sedimentológicos y bioestratigráficos realizados en los depósitos paleógenos de las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco, sugieren que ambas cuencas obedecen a historias geológicas distintas, controladas por procesos sedimentarios y condiciones paleoambientales diferentes. Adicionalmente, podemos señalar que la secuencia flysch de la isla de Margarita y los depósitos de la cuenca Tuy-Cariaco presentan características sedimentológicas similares, y los análisis bioestratigráficos indican un intervalo de sedimentación contemporánea durante el Eoceno Medio. Estas evidencias permiten sugerir que la secuencia que aflora en la isla de Margarita, originalmente estuvo relacionada con lo depósitos que actualmente se preservan en el subsuelo de la cuenca Tuy-Cariaco. 7.2 CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO La región costafuera de Venezuela está dominada por las cuencas La Blanquilla, Tuy-Cariaco y Carúpano. Todas se encuentran bajo el dominio de las placas Caribe y Sudamérica, las cuales desde el Cretácico han estado en constante interacción controlando el origen y características del basamento asi como el relleno sedimentario. Con los estudios sedimentológicos y bioestratigráficos realizados en los pozos seleccionados, en conjunto con la revisión general de transectos sísmicos interpretados (EVANS, 1983; GODDARD, 1986; YSACCIS, 1997) y de la geología estructural (modelos de SPEDD, 1985; PINDELL et al., 1988; OSTOS, 1990; PINDELL & BARRETT, 1990), se pretende establecer la correlación entre los depósitos paleógenos presentes en las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco, lo cual representa uno de los objetivos principales del presente trabajo. Jorham Contreras 209 CORRELACIÓN 7.2.1 CUENCA LA BLANQUILLA El origen de la cuenca La Blanquilla comienza a partir del Eoceno Temprano – Medio, con la fase extensional que originó una gran estructura semigraben con orientación noreste – suroeste, asociada a la cuenca de Granada, en el dominio retroarco de las Antillas Menores (YSACCIS, 1997). Posteriormente, durante el Eoceno Tardío, se origina la falla dextral de Margarita, con orientación noroeste, la cual divide esta cuenca en dos subcuencas: La Blanquilla Este y La Blanquilla Oeste. 7.2.1.1 La Blanquilla Oeste En base a los estudios realizados en el pozo MTC-2X (Anexo XIII), podemos decir que la sedimentación en la cuenca La Blanquilla Oeste durante el Eoceno y Oligoceno, está caracterizada por depósitos de ambiente batial, predominantemente lutíticos con intervalos delgados de areniscas y calizas. El espesor perforado en este pozo es 5.600’ (1.707 m). La presencia de calizas de ambientes someros (con foraminíferos bénticos de plataforma) y areniscas con cemento calcáreo, en conjunto con lutitas ricas en foraminíferos de aguas profundas, pueden indicar la influencia de ocasionales flujos gravitacionales que transportaron sedimentos de ambientes someros hasta ambientes de talud, los cuales debieron provenir desde altos estructurales, tales como las islas La Orchila, Los Roques, Las Aves, Margarita-Los Testigos y parte de la faja de Villa de Cura, que para este momento se encontraban emergidos (SPEED, 1985; PINDELL et al. 1990) y que permitieron el desarrollo de una estrecha plataforma carbonática. Jorham Contreras 210 CORRELACIÓN Las características texturales, tales como granos predominantemente angulosos y subangulosos, pueden señalar poco transporte y rápida sedimentación a causa de la cercanía de la fuente. Hacia la parte media y tope de la unidad oligocena (Oligoceno Tardío), se observa una disminución en los intervalos arenosos y aumento en la proporción de lutitas con respecto a la unidad eocena, lo cual puede indicar una profundización de la cuenca, tal como lo señala la curva paleobatimétrica establecida por DURAN et al. (2002). 7.2.1.2 La Blanquilla Este Los sedimentos perforados en el pozo PMN-1X (Anexo XIV) indican una sedimentación en una cuenca marino profunda durante el Oligoceno, en ambientes de talud, dominada por sedimentos lutíticos batiales con intervalos de areniscas y calizas muy localizados. El pozo alcanzó una profundidad final de 4.354’ (1.327 m) dentro de sedimentos oligocenos, pero en base a los transectos sísmicos se interpretan depósitos eocenos infrayacentes. De manera similar a la subcuenca La Blanquilla Oeste, la sedimentación ocurre en una cuenca marino profunda en ambientes de talud, caracterizada por sedimentos lutíticos de profundidades batiales en conjunto con sedimentos terrígenos provenientes de islas cercanas, que para el Oligoceno representaban altos estructurales. Durante el Oligoceno Tardío los espesores de areniscas calcáreas disminuyen y las lutitas aumentan en proporción, lo cual al igual que en el pozo MTC-2X, podría indicar una profundización de la cuenca, tal como lo señalan DURAN et al. (2002). Jorham Contreras 211 CORRELACIÓN 7.2.1.3 Correlación entre las subcuencas La Blanquilla Oeste y La Blanquilla Este La secuencia oligocena presenta un espesor de 3.150’ (960 m) en el pozo MTC-2X y de 4.000’ (1.220 m) en el PMN-1X. Para el Oligoceno Temprano se observa un espesor de sedimentos mayor en el pozo MTC-2X (2.450’) con respecto al PMN-1X (850’), mientras que para el Oligoceno Tardío el espesor de sedimentos en el MTC-2X disminuye (700’) con respecto al PMN-1X (3.150’). Ver figura 7.1. La secuencia eocena fue perforada únicamente por el pozo MTC-2X, con un espesor de 2.451’ (747 m). Hacia la base del PMN-1X se encuentra un intervalo de 354’ (108 m) de edad indeterminada. Sin embargo, en base a la interpretación de transectos sísmicos (YSACCIS, 1997), se sugiere la presencia de sedimentos eocenos por debajo de la unidad oligocena (Figura 7.4). Los estudios sedimentológicos indican que la secuencia paleógena está constituida por arcilitas calcáreas y fosilíferas de ambiente batial, con intervalos delgados de areniscas calcáreas, limolitas y esporádicas calizas. Estos resultados en conjunto con análisis bioestratigráficos permiten correlacionar a nivel de edades y litología ambos pozos, considerando que geográficamente están muy separados y pertenecen a subcuencas distintas con historias geológicas complejas. Jorham Contreras 212 CORRELACIÓN En la siguiente figura se puede observar la correlación cronoestratigráfica entre las subcuencas Blanquilla Oeste y Blanquilla Este. MIOCENO TEMPRANO PMN-1X 8.000’ OLIGOCENO TARDÍO MIOCENO TEMPRANO MTC-2X TARDÍO 10.800’ OLIGOCENO 11.500’ TEMPRANO TEMPRANO 11.150’ 12.000’ 12.354’ ? MEDIO 14.950’ IND. EOCENO TARDÍO 13.950’ 16.401’ Jorham Contreras FIGURA 7.1 Correlación cronoestratigráfica entre los pozos MTC-2X y PMN-1X. Cuenca La Blanquilla 213 CORRELACIÓN 7.2.2 CUENCA TUY-CARIACO La cuenca Tuy-Cariaco comienza a originarse a partir del Eoceno Medio, bajo la influencia del régimen extensional mencionado con anterioridad y definido por YSACCIS (1997), el cual afectó mayormente la región al norte de la isla de Margarita, que para este momento formaba parte del arco de isla de las Antillas Menores. Sin embargo, al sur de la isla de Margarita, en la zona límite entre la placa Caribe y Sudamérica, se generaron estructuras de fallamiento normal (EVANS, 1983), que originaron bloques levantados y deprimidos en el basamento Cretácico (“graben y horst”), los cuales limitaron subcuencas extensionales muy localizadas, tal como la subcuenca Cubagua y parte de la subcuenca Tuy-Cariaco Norte. A diferencia de los pozos estudiados en la cuenca La Blanquilla, los pozos CMA-1X y CUBAGUA-1 están ubicados dentro de la subcuenca Cubagua a una distancia de 16 Km aproximadamente, por lo cual es posible establecer una correlación entre los sedimentos paleógenos perforados por ambos. El resto de los pozos perforados en la cuenca Tuy - Cariaco atraviesan rocas con edades Mioceno al Reciente, a excepción de los pozos MTC-1X y MTC4X, ubicados en la subcuenca Tuy - Cariaco Norte; estos pozos atraviesan bloques de calizas de edad Eoceno Medio, interpretados por BLANCO & GIRALDO (1992), como bloques transportados desde ambientes de plataforma hasta profundidades batiales, ya que presentan extensión limitada y buzamiento vertical. Por lo tanto, el estudio de la secuencia paleógena en la cuenca Tuy-Cariaco se restringe al análisis y comparación entre los pozos CMA-1X y CUBAGUA-1 de la subcuenca Cubagua con el pozo MTC-1X de la subcuenca Tuy-Cariaco Norte, que se encuentra a una distancia aproximada de 80 Km al oeste. Jorham Contreras 214 CORRELACIÓN 7.2.2.1 Subcuenca Cubagua La secuencia interpretada como paleógena en el pozo CMA-1X se caracteriza por un alto contenido de areniscas, mientras que en el pozo CUBAGUA-1 es predominantemente lutítica (Figura 7.2). Sin embargo, en base a los estudios sedimentológicos, se pudo determinar que los escasos intervalos de areniscas perforados en el pozo CUBAGUA-1 presentan características similares a las areniscas del pozo CMA-1X. Estos se caracterizan por un alto contenido de fragmentos líticos (arenitas líticas), principalmente metamórficos y chert, con sedimentarios y volcánicos en menor proporción, cuarzo predominantemente de tipo metamórfico y cemento principalmente calcítico. Pozo CMA-1X La secuencia paleógena perforada por el pozo CMA-1X ha sido dividida por EVANS (1982a, 1983) en: 1) un intervalo (12.354’ – 10.020’) asignado al Eoceno(?), por correlación litológica con el Grupo Punta Carnero que aflora en la isla de Margarita (Unidad informal III). 2) un intervalo (10.020’ – 6.420’) asignado al Oligoceno(?), en base a estudios de palinología realizados por EVANS (1982b), quien reporta la presencia de Janduforia seamrogiformis, indicativa de una edad Oligoceno a Mioceno(?) (Unidades informales I y II). Sin embargo, el mismo autor señala que no hay otras especies que corroboren este rango de edad y que fue depositada en un ambiente continental a costero. Jorham Contreras 215 CORRELACIÓN Pozo CUBAGUA-1 La unidad paleógena ha sido dividida por TIPWORD (1940) en: 1) Un intervalo basal comprendido entre 4.220’ y 4.670’ (450’ ; 145 m), caracterizado por lutitas con alto contenido de foraminíferos planctónicos de aguas profundas. BERMÚDEZ (1975) establece la correlación de este intervalo con la Formación El Dátil de 720 m de espesor, ubicada en la parte media del Grupo Punta Carnero, la cual está constituida por lutitas pelágicas ricas en foraminíferos planctónicos de aguas profundas y edad Eoceno Medio. 2) Un intervalo de lutitas con areniscas delgadas intercaladas, comprendido entre 4.220’ y 3.122’, totalmente estéril. En base a su posición estratigráfica han sido considerados oligocenos(?), por encima de la secuencia eocena y por debajo de sedimentos de edad Mioceno Tardío. 7.2.2.2 Subcuenca Tuy-Cariaco Norte Al oeste de la subcuenca Cubagua, en el área de la subcuenca Tuy-Cariaco Norte, el pozo MTC-1X perforó una secuencia de edad Eoceno Medio caracterizada por lutitas calcáreas y calizas, constituidas por material bioclástico transportado de ambientes de plataforma. Han sido interpretadas por BLANCO & GIRALDO (1992) como bloques transportados desde ambientes someros, en base a mediciones del registro “dipmeter”, las cuales indican un buzamiento prácticamente vertical además que presentan extensión limitada, ya que un pozo muy cercano no las atravesó. Esto sugiere la existencia de altos y desarrollo de una plataforma carbonática adyacente a esta zona, que sirvió como fuente de aporte, la cual probablemente también alimentó de manera secundaria parte de la cuenca La Blanquilla, también marino profunda. EVANS (1983) indica que la paleogeografía Jorham Contreras 216 CORRELACIÓN del Eoceno Medio – Tardío en la cuenca Tuy-Cariaco, fue esencialmente una plataforma carbonática alineada en dirección este-oeste. Existen claras diferencias litológicas, bioestratigráficas y paleobatimétricas entre la subcuenca Cubagua y la subcuenca Tuy-Cariaco Norte, lo cual permite sugerir que se trata de subcuencas aisladas, separadas probablemente por altos estructurales, que sirvieron como fuentes de aporte de manera independiente. 7.2.2.3 Correlación entre los pozos CMA-1X y CUBAGUA-1 En base a los estudios estratigráficos y sedimentológicos, se realizó la división de la secuencia eocena-oligocena(?) en el pozo CMA-1X en tres unidades litoestratigráficas informales (Figura 7.2): Unidad I: Areniscas intercaladas con lutitas (6.420’ – 8.480’ ) Unidad II: Lutitas (8.480’ – 10.020’) Unidad III: Areniscas con intervalos conglomeráticas (10.020’ – 12.050’) La unidad estratigráfica informal I del pozo CMA-1X, compuesta por intercalaciones de areniscas y lutitas, con esporádicas areniscas calcáreas y calizas, no presenta ninguna semejanza con la secuencia perforada en el pozo CUBAGUA-1. La unidad II del pozo CMA-1X, con un espesor de 1.540’ (470 m), está constituida por lutitas estériles con escasos intervalos de areniscas. Litológicamente es correlacionada con las lutitas moteadas del pozo CUBAGUA-1, también estériles, con un espesor de 334 m (3122’ – 4.220’). Este intervalo en ambos pozos ha sido datado como Oligoceno(?) por TIPWORD (1940) y EVANS (1983), en base a su posición estratigráfica y a la presencia de una especie de palinomorfos en el CMA-1X. Jorham Contreras 217 CORRELACIÓN La Unidad III del pozo CMA-1X, ubicada en la base (con espesor de 620 m) difiere totalmente de los sedimentos perforados por el pozo CUBAGUA-1, probablemente debido a que este pozo no atravesó completamente la secuencia eocena. Esto permite sugerir por debajo de las lutitas eocenas perforadas en el pozo CUBAGUA-1, la existencia de la unidad de areniscas conglomeráticas III definidas en el pozo CMA-1X. 7.2.2.4 Redefinición de la secuencia paleógena en la cuenca Tuy-Cariaco En el presente trabajo se propone que las unidades asignadas al Oligoceno(?) por TIPWORD (1940) en el pozo CUBAGUA-1 y por EVANS (1982b) en el CMA-1X pueden corresponder intervalos de edad Eoceno, los cuales presentan características texturales diferentes a las unidades eocenas infrayacentes debido a cambios en las condiciones de depositación, pero no necesariamente por haberse depositado en períodos geológicos distintos, es decir, que pudieron depositarse en el Eoceno. Los criterios empleados para este planteamiento se mencionan a continuación: Los análisis sedimentológicos, específicamente los estudios petrográficos, diagenéticos y de procedencia, no indican ningún tipo de diferencia entre la unidad eocena y la oligocena(?), tanto en el pozo CMA-1X como en el CUBAGUA-1. Los análisis bioestratigráficos (foraminíferos y palinología) realizados no permiten definir la edad de los intervalos asignados al Oligoceno(?), ya que en el pozo CMA-1X se encontraron especies de palinomorfos mal preservadas y de rango muy amplio (Eoceno Medio – Mioceno Medio), y en el pozo CUBAGUA-1 estos intervalos resultaron totalmente estériles. Por esta razón, la edad asignada por EVANS (1982b) en base a la preservación de una única especie no es considerada totalmente válida. Jorham Contreras 218 CORRELACIÓN El ambiente depositacional de estos intervalos oligocenos (?) tanto en el pozo CMA-1X como en el CUBAGUA-1 han sido considerados por EVANS (1982b) como depósitos continentales a marino somero, debido a la presencia de palinomorfos y ausencia de foraminíferos u otros organismos que indiquen un ambiente más profundo. Sin embargo, los estudios realizados recientemente, indican que las especies de palinomorfos se encuentran muy mal preservadas y el número de organismos es escaso, por lo cual podrían corresponder a depósitos turbidíticos de ambientes someros transportados hasta profundidades batiales. La revisión de los transectos sísmicos interpretados en trabajos anteriores (EVANS, 1983; GODDARD, 1986; YSACCIS, 1997), no evidencian ningún tipo de superficie límite entre ambas unidades. BLANCO & GIRALDO (1992) sugieren que los depósitos más antiguos en la subcuenca Cubagua, pueden representar el relleno de una depresión tipo “rift” formada durante el Paleógeno. Las diferencias en el contenido faunal entre las unidades eocena y oligocena(?) en el pozo CUBAGUA-1, puede considerarse como resultado de depositación por corrientes de turbidez en la unidad superior, donde la fauna no fue preservada o probablemente sean sedimentos de ambientes someros totalmente estériles, a diferencia de la unidad eocena, que presenta un alto contenido de foraminíferos planctónicos, depositados en aguas profundas en un régimen estable de baja energía. Esto se puede sugerir por analogía con la secuencia flysch de la isla de Margarita, donde las lutitas de la Formación Pampatar son totalmente estériles mientras que las del Grupo Punta Carnero presentan abundante fauna de aguas profundas, a pesar de ser unidades depositadas de manera contemporánea. Jorham Contreras 219 CORRELACIÓN En base a estos planteamientos podemos decir que la secuencia paleógena en la subcuenca Cubagua presenta al menos 2.000’ de espesor, constituida por depósitos de aguas profundas. En el pozo CMA-1X se caracteriza por areniscas conglomeráticas hacia la base con lutitas estériles hacia la parte media y tope, mientras que en el CUBAGUA-1 la secuencia consta de lutitas con escasos intervalos de areniscas. La edad de la secuencia ha sido establecida Eoceno Medio (?), pero en el tope puede extenderse hasta el Eoceno Tardío (?). El cambio en las características sedimentológicas de la secuencia perforada por los pozos CMA-1X y CUBAGUA-1, puede estar asociado a variaciones laterales de facies dentro del abanico turbidítico. Los sedimentos del pozo CMA-1X indicarían una mayor cercanía a la fuente de sedimentos y se interpretan como sedimentos de facies de talud a abanico interno, mientras que el pozo CUBAGUA-1 atravesó sedimentos de facies más distales, probablemente de ambientes de abanico externo a planicie distal. Sin embargo, también es posible que se hayan perforado abanicos o lóbulos distintos, cada uno en facies diferentes. En conclusión: La unidad informal I del pozo CMA-1X (6.420’ – 8.480’) no fue atravesada por el pozo CUBAGUA-1, posiblemente debido a cambios laterales de facies o acuñamiento de la misma. La unidad informal II del pozo CMA-1X (8.480’ – 10.020’) es correlacionada litológicamente con la unidad de lutitas moteadas y estériles del pozo CUBAGUA-1 (3.122’ – 4.220’). La unidad informal III del pozo CMA-1X no fue perforada por el pozo CUBAGUA-1, probablemente debido a que el pozo no alcanzó el basamento y por lo tanto no atravesó la columna completa. Esto permite sugerir la existencia de esta unidad por debajo de las lutitas fosilíferas ubicadas en la base. Jorham Contreras 220 CORRELACIÓN En base a los estudios sedimentológicos y bioestratigráficos realizados por HAKK (1980), EVANS (1982b, 1983) y los análisis desarrollados en el presente trabajo, se establece la correlación litoestratigráfica entre los pozos CMA-1X y CUBAGUA-1 ubicados en la subcuenca Cubagua. CMA-1X MIOCENO TARDÍO MIOCENO TARDÍO CUBAGUA-1 6.420’ EOCENO MEDIO – TARDÍO (?) UNIDAD INFORMAL I EOCENO MEDIO 4.220’ UNIDAD INFORMAL II EOCENO MEDIO - MIOCENO MEDIO (?) 8.480’ 3.122’ 4.670’ 10.020’ UNIDAD INFORMAL III EOCENO MEDIO (?) ? 12.050’ FIGURA 7.2 Correlación litológica entre los pozos CMA-1X y CUBAGUA-1. Cuenca Tuy-Cariaco, Subcuenca Cubagua Jorham Contreras 221 CORRELACIÓN 7.3 CORRELACIÓN ENTRE LAS CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO La secuencia paleógena en la cuenca La Blanquilla está constituida por sedimentos de edad Eoceno – Oligoceno (zonas P11 – P22), los cuales en base a la interpretación de transectos sísmicos presentan amplia distribución por encima del basamento en toda la cuenca (Figuras 4.4, 4.5 y 7.4). En la cuenca Tuy-Cariaco únicamente se han datado sedimentos de edad Eoceno Medio (zonas P11 – P12) en la subcuenca Cubagua, y se han registrado bloques transportados de esta misma edad en la subcuenca Tuy-Cariaco Norte. Sin embargo, según la interpretación de YSACCIS (1997) de transectos sísmicos, los depósitos paleógenos se extienden en gran parte de la subcuenca Tuy-Cariaco Norte e incluso en la fosa de Cariaco (Capítulo 4, figuras 4.8, 4.9 y 4.11). Características sedimentológicas y estratigráficas La secuencia paleógena depositada en la cuenca La Blanquilla está caracterizada por depósitos lutíticos, de ambiente batial, con esporádicos niveles de areniscas y calizas, mientras que en la cuenca Tuy-Cariaco se caracteriza por areniscas, calizas y lutitas depositadas bajo corrientes de turbidez, intercaladas con lutitas de ambiente batial. La distancia geográfica entre los pozos en estudio y la compleja historia geológica de la región costafuera de Venezuela a partir del Paleoceno, hacen muy difícil establecer una correlación entre los sedimentos paleógenos de las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco. A pesar de que el registro sedimentario de ambas cuencas indica una sedimentación contemporánea durante el Eoceno Medio – Tardío y, probablemente, durante el Oligoceno, en la cuenca Tuy-Cariaco esta sedimentación estuvo Jorham Contreras 222 CORRELACIÓN restringida a cuencas extensionales locales, ya que gran parte de ella se encontraba expuesta producto del régimen transpresional entre las placas del Caribe y Sudamérica, mientras que en La Blanquilla los sedimentos presentan amplia distribución dentro de una cuenca extensional marino profunda en un régimen de retroarco (Figura 7.4). Adicionalmente, se debe considerar que los modelos geodinámicos planteados hasta la actualidad, sugieren que ambas cuencas están separadas desde el Eoceno Medio - Tardío por el alto La Tortuga, la falla dextral de Margarita y la plataforma Margarita-Los Testigos, indicando que han evolucionado como cuencas independientes. Por esta razón resulta más conveniente realizar una comparación e interpretar en la medida de lo posible, la distribución, cambios de facies y correspondencia entre los sedimentos de subsuelo preservados en ambas. En la figura 7.3 se pueden observar la diferencias sedimentológicas y estratigráficas de la secuencia paleógena entre la subcuenca Blanquilla Oeste (pozo MTC-2X) y la subcuenca Cubagua (pozo CMA-1X). Jorham Contreras 223 CORRELACIÓN En la siguiente figura se puede observar la comparación entre los depósitos paleógenos de las subcuencas Blanquilla Oeste y Cubagua. Es necesario destacar que la distancia geográfica entre los pozos y las características estructurales del área no permiten establecer una correlación estratigráfica. TARDÍO 10.800’ EOCENO MEDIO (?) OLIGOCENO 10.020’ ? UNIDAD INFORMAL I 12.050’ TARDÍO MEDIO EOCENO 13.950’ 14.950’ ? TEMPRANO 11.500’ UNID. INFORMAL II 8.480’ UNIDAD INFORMAL III MIOCENO TEMPRANO MTC-2X EOCENO MEDIO - MIOCENO MEDIO (?) 6.420’ MIOCENO TARDÍO CMA-1X 16.401’ Jorham Contreras FIGURA 7.3 Correlación cronoestratigráfica entre los pozos MTC-2X y CMA-1X. Cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco 224 CORRELACIÓN SUBCUENCA BLANQUILLA ESTE – CUENCA TUY-CARIACO SO NE ENSENADA DE BARCELONA SUBCUENCA LA BLANQUILLA ESTE SUBCUENCA TUY-CARIACO NORTE PMO-2X PMN-1X FOSA DE CARIACO 25 Km FIGURA 7.4 Sección sísmica NE-SO, subcuenca La Blanquilla Este – Cuenca Tuy-Cariaco Tomado y modificado de YSACCIS et al. (2000) MAPA DE UBICACIÓN UNIDADES CRONOESTRATIGRÁFICAS LITOLOGÍA EN LOS POZOS MTC-2X PMN-1X PMO-2X CUB-1 CMA-1X 50 Km Jorham Contreras 225 CORRELACIÓN Fuente de sedimentos El estudio de procedencia de estas secuencias, se realizó a través de los diagramas ternarios de DICKINSON & SUCZEK (1979), los cuales se pueden observar a continuación: Q CRATON INTERIOR 3 Qm CRATON INTERIOR 11 18 CONTINENTAL TRANSICIONAL CONTINENTAL TRANSICIONAL OROGENO RECICLADO 20 RECICLADO CUARZOSO 42 43 45 RECICLADO TRANSICIONAL MEZCLA ARCO DISECTADO BASAMENTO LEVANTADO 37 BASAMENTO LEVANTADO ARCO DISECTADO 25 18 ARCO TRANSICIONAL ARCO TRANSICIONAL ARCO NO DISECTADO F 15 La Blanquilla 32 L 50 13 RECICLADO LÍTICO ARCO NO DISECTADO F 23 47 13 Lt Tuy-Cariaco FIGURA 7.5 Diagramas de procedencia para los litotipos arenosos de los pozos PMN-1X, MTC-2X, CMA-1X y CUBAGUA-1. Cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco. En base a estos diagramas se puede sugerir que las fuentes de sedimentos estuvieron representadas por varias provincias tectónicas cercanas a estas cuencas, siendo principalmente orógenos reciclados, basamento continental transicional y basamento levantado. El diagrama Qm-F-Lt indica que estos orógenos son de tipo transicional a cuarzoso y que para la cuenca Tuy-Cariaco presentan cierta influencia del arco magmático de las Antillas Menores. DICKINSON & SUCZEK (1979) indican que la provincia de orógenos reciclados está representada por secuencias de estratos levantados, plegados y fallados, donde los detritos reciclados de rocas sedimentarias y metasedimentarias son importantes. Pueden estar asociados a complejos de subducción con deformación de sedimentos oceánicos, orógenos en colisión y a levantamientos del cinturón de deformación en cuencas antepaís. Jorham Contreras 226 CORRELACIÓN La provincia de basamento continental transicional está asociada a áreas comprendidas entre el cratón interior y el basamento, donde estructuras de fallamiento intracontinental o márgenes continentales transformantes originan el rompimiento y exposición de bloques, que representan fuente de sedimentos con alta proporción de cuarzo y feldespatos para zonas de margen continental. La provincia de basamento levantado está representada por altos o bloques de corteza continental limitados por fallas, que representan una fuente importante de rocas feldespáticas, compuestas principalmente por plagioclasas y cuarzo. Puede existir un aporte secundario de areniscas líticas, provenientes de la cobertura sedimentaria o metasedimentaria que envuelve el basamento. Está asociada a límites continentales transformantes o “rift” incipientes intracontinentales. En el diagrama Qm-F-Lt se puede observar el origen o tipo de orógeno reciclado que representa la principal fuente de aporte observada en el diagrama Q-F-L. Los reciclados cuarzosos y transicionales están asociados respectivamente a orógenos en colisión y levantamiento del cinturón de deformación en la cuenca antepaís, donde las fuentes de sedimentos están representadas por rocas sedimentarias y metasedimentarias, con secuencias ofiolíticas asociadas y bloques de basamento ígneo y plutónico, por lo cual representan una fuente importante de fragmentos de roca tipo sedimentarios, chert, metamórficos y en menor grado volcánicos y plutónicos. Las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco evolucionaron bajo dos regímenes estructurales: uno de colisión oblicua entre las placas del Caribe y Suramérica y otro de subducción entre las placas del Caribe y Atlántica. Esto indica que deben esperarse fuentes de sedimentos variadas y complejas, asociadas a las provincias tectónicas observadas en los diagramas, las cuales son producto de los regímenes que controlaron la distribución paleogeográfica en la región costafuera de Venezuela, tal como se puede observar en la figura 7.6. Jorham Contreras 227 CORRELACIÓN a EOCENO MEDIO ARCO DE LAS ANTILLAS MENORES 2 PLACA DEL CARIBE PLACA ATLÁNTICA CUENCA LA BLANQUILLA CUENCA TUY-CARIACO 10º ISLA DE MARGARITA 1 PLACA SURAMÉRICA 70º b 60º ARCO DE LAS ANTILLAS MENORES EOCENO TARDÍO PLACA DEL CARIBE 2 PLACA ATLÁNTICA CUENCA LA BLANQUILLA CUENCA TUY-CARIACO ISLA DE MARGARITA 10º 1 70º PLACA SURAMÉRICA 60º 1 Cinturón de deformación de la cuenca antepaís 2 Complejo de subducción FIGURA 7.6 Paleogeografía para el Eoceno en la región costafuera de Venezuela Tomado y modificado de YSACCIS (1997) Jorham Contreras 228 CORRELACIÓN El origen de las provincias tectónicas que sirvieron de aporte para las cuencas en la región costafuera de Venezuela están asociadas a la evolución geodinámica de la placa del Caribe con respecto a las placas de Suramérica y Atlántica, tal como se describe a continuación: 1) Como consecuencia del régimen de colisión oblicua Caribe / Sudamérica ocurre el levantamiento del cinturón de deformación asociado a la cuenca antepaís al norte de Sudamérica, además del emplazamiento y levantamiento de bloques y napas de corteza continental y oceánica, las cuales estuvieron limitadas por fallas, producto del acoplamiento entre ambas placas durante el movimiento transcurrente. Al mismo tiempo, secuencias sedimentarias de margen pasivo en el margen norte de Sudamérica junto con secuencias ofiolíticas, fueron levantadas, plegadas y falladas, debido a este régimen de colisión. En ambos casos estaría representada una fuente de orógeno reciclado, la cual representa una fuente importante de fragmentos líticos sedimentarios y metasedimentarios, compuestos principalmente por chert y cuarzo, con baja proporción de feldespatos, tal como se observan de manera abundante en la cuenca Tuy-Cariaco, debido a su ubicación geográfica cercana al borde continental donde ocurre el emplazamiento de estas secuencias. 2) La provincia de basamento continental transicional está representada por rocas ígneo-metamórficas cretácicas de composición félsica a intermedia, de origen alóctono, que fueron expuestas y representan una fuente importante de rocas cuarzo-feldespáticas, arenitas arcósicas y subarcosas, las cuales son más abundantes en la cuenca La Blanquilla. Esto se debe a que en esta región, las rocas que componen parte de los bloques Villa de Cura y de la Cordillera de la Costa, junto con rocas que forman parte del núcleo de las islas de Margarita (Grupo Juan Griego), La Orchila y Los Testigos, representaron una fuente de Jorham Contreras 229 CORRELACIÓN sedimentos importante para las cuencas marino profundas en la zona retroarco de las Antillas Menores, al norte de los altos de Margarita y La Tortuga. La cuenca Tuy-Cariaco recibió un aporte de este tipo de sedimentos considerablemente menor debido a que probablemente se encontraba geográficamente lejana de estos altos, separada por la plataforma Margarita - Los Testigos y los altos mencionados con anterioridad. 3) El arco de las Antillas Menores representó una fuente secundaria para ambas cuencas, aunque para la cuenca La Blanquilla el aporte parece ser considerablemente menor, ya que los fragmentos volcánicos están prácticamente ausentes. Esto puede estar asociado a que los pozos perforaron facies distales, donde los fragmentos provenientes del arco magmático y otros altos adyacentes no fueron transportados, pero posiblemente en facies proximales se encuentren en mayor proporción. En la cuenca Tuy-Cariaco los fragmentos de roca volcánicos son más frecuentes tal como muestra el diagrama Qm-F-Lt, aunque se mantienen en baja proporción, donde se observa una dispersión hacia el campo del arco disectado y zona de mezcla, lo cual sugiere que estuvo influenciada por el complejo de subducción Caribe / Atlántica, específicamente por el arco magmático y probablemente por el prisma de acreción. Los fragmentos volcánicos fueron identificados como volcanoclásticos y piroclásticos, constituidos principalmente por fenocristales de plagioclasas en una matriz microcristalina. 4) La cuenca Tuy-Cariaco presenta un aporte secundario de basamento levantado, el cual no se estableció en la cuenca La Blanquilla. Esto permite sugerir que esta cuenca estuvo influenciada por bloques de corteza continental, probablemente levantados por efecto de un régimen de distensión que genera un estilo de “horst y graben” durante el Eoceno en la cuenca Tuy-Cariaco, donde los grabens están representados por las cuencas restringidas marino profundas, tal Jorham Contreras 230 CORRELACIÓN como la subcuenca Cubagua. Los altos tectónicos representan una fuente importante de rocas feldespáticas, compuestas principalmente por plagioclasas y cuarzo. 5) Ambas cuencas estuvieron influenciadas por el desarrollo de ambientes de plataforma carbonática. En la cuenca La Blanquilla y subcuenca Cubagua de la cuenca Tuy-Cariaco, los intervalos de areniscas con cemento calcáreo son frecuentes y se presentan muy esporádicos intervalos de calizas, mientras que en la subcuenca Tuy-Cariaco Norte se han registrado bloques calcáreos transportados desde ambientes someros de plataforma. Estas evidencias permiten sugerir que dentro de la cuenca Tuy-Cariaco se desarrolló al menos un complejo arrecifal de plataforma que pudo haber limitado o representado un alto dentro del estilo “graben y horst” en la fase distensiva del Eoceno, representando una fuente importante de material bioclástico y carbonatos disueltos para la cuenca Tuy-Cariaco, principalmente en la subcuenca TuyCariaco Norte y de forma secundaria para La Blanquilla, además que probablemente formaba parte del alto que separaba ambas cuencas a partir del Eoceno Medio - Tardío. EvANS (1983), de manera concordante, indica que la paleogeografía del Eoceno Medio – Tardío en la cuenca Tuy-Cariaco, fue esencialmente una plataforma alineada en dirección este-oeste. En conclusión: Las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco evolucionaron como cuencas independientes desde su formación en el Eoceno Medio y estuvieron alimentadas por provincias tectónicas asociadas a la evolución de las placas Caribe y Sudamérica. La secuencia paleógena de la cuenca La Blanquilla, se caracteriza por una sedimentación en ambientes de talud, predominantemente lutítica e Jorham Contreras 231 CORRELACIÓN influenciada por esporádicos episodios turbidíticos que transportaron material proveniente de islas asociadas al arco magmático del complejo de subducción entre las placas Caribe / Atlántica. Parte de estas islas se encontraban emergidas durante el Eoceno y en su totalidad a partir del Oligoceno, las cuales permitieron el desarrollo de una plataforma carbonática adyacente. La secuencia paleógena de la cuenca Tuy-Cariaco estuvo influenciada por constantes episodios de inestabilidad tectónica que generaron corrientes de turbidez, las cuales transportaron material terrígeno y bioclástico desde ambientes someros hasta ambientes de talud. Las fuentes de sedimentos para esta cuenca son más complejas, están asociadas al complejo de subducción Caribe / Atlántica y de colisión oblicua Caribe / Sudamérica. El régimen de colisión oblicua genera el fallamiento, levantamiento y emplazamiento de bloques de corteza continental y oceánica en el margen norte de Sudamérica, mientras que el complejo de subducción origina un prisma de acreción que estuvo emergido y también representó una fuente de sedimentos, aunque menos importante que los terrenos emplazados. Adicionalmente, se estableció que existe una fuente de sedimentos bioclásticos y terrígenos a partir de una plataforma carbonática, la cual pudo desarrollarse en el interior de la cuenca Tuy-Cariaco, adyacente a los altos estructurales que representaban las islas y, probablemente, parte del terreno Villa de Cura durante el Eoceno. Jorham Contreras 232 CORRELACIÓN 7.4 CORRELACIÓN ENTRE LA SECUENCIA FLYSCH DE LA ISLA DE MARGARITA Y LAS CUENCAS LA BLANQUILLA Y TUY-CARIACO La secuencia flysch de la isla de Margarita está caracterizada una secuencia turbidítica depositada en una cuenca marino profunda durante el Eoceno Medio. Está constituida por areniscas, conglomerados, calizas y lutitas transportadas desde ambientes someros hasta ambientes de talud, en conjunto con intervalos de lutitas pelágicas depositadas en un régimen de baja energía a profundidades batiales. Las dos unidades estratigráficas formales, Formación Pampatar y Grupo Punta Carnero, presentan características sedimentológicas y estratigráficas distintivas, pero ambas corresponden a una sedimentación bajo condiciones de alta energía, en una cuenca marino profunda, alimentadas por fuentes de sedimentos similares. Estas secuencias probablemente fueron tectonizadas a partir del Eoceno Tardío, y según MUÑOZ (1973) y CASAS & MORENO (1986) emplazadas en la isla de Margarita durante el Mioceno Medio – Tardío(?). En cuanto a la correlación con los depósitos de subsuelo preservados en la región costafuera de Venezuela, esta secuencia turbidítica aparentemente estuvo relacionada con los sedimentos paleógenos perforados en la Cuenca Tuy- Cariaco, a diferencia de los depósitos de la Cuenca La Blanquilla, con los cuales aparentemente no presenta ninguna relación. 7.4.1 Cuenca La Blanquilla vs. secuencia turbidítica de la isla de Margarita Tal como se ha mencionado con anterioridad, la secuencia paleógena de la cuenca La Blanquilla está constituida por sedimentos lutíticos de ambiente batial con esporádicos intervalos de areniscas y calizas, que se asocian a flujos gravitacionales de sedimentos originados por ocasionales períodos de inestabilidad. Jorham Contreras 233 CORRELACIÓN Los análisis bioestratigráficos y sedimentológicos indican que durante el Eoceno Medio – Oligoceno Tardío (zonas P11 – P22), en la cuenca La Blanquilla predominaba una sedimentación pelágica, en ambientes de talud superior a medio que evidencian sedimentación en un régimen de baja energía, influenciada por ocasionales corrientes de turbidez, mientras que la secuencia turbidítica de la isla de Margarita fue depositada durante el Eoceno Medio (zonas P11 – P13), bajo condiciones de alta energía, asociados a permanentes flujos gravitacionales de sedimentos desde ambientes someros de plataforma hasta ambientes de talud superior e inferior. Adicionalmente, los análisis de procedencia indican que la secuencia turbidítica de la isla de Margarita estuvo alimentada por dos provincias tectónicas como fuentes principales: orógenos reciclados y arco disectado, las cuales se asocian al prisma de acreción entre las placas Caribe y Atlántica, al arco magmático de las Antillas Menores y al complejo de subducción entre las placas Caribe / Atlántica, respectivamente. Ambos regímenes originan el fallamiento y emplazamiento de bloques de corteza continental y oceánica en el margen norte de Sudamérica, los cuales representan una fuente importante de fragmentos líticos (principalmente chert y sedimentarios), junto con el prisma de acreción, arco magmático de las Antillas Menores y una plataforma carbonática que aportó sedimentos bioclásticos y terrígenos, a diferencia de la secuencia depositada en la cuenca La Blanquilla, que estuvo alimentada principalmente por los altos que representaban las islas caribeñas, y de forma secundaria por el arco magmático de las Antillas Menores. Jorham Contreras 234 CORRELACIÓN 7.4.2 Cuenca Tuy-Cariaco vs. secuencia turbidítica de la isla de Margarita Los depósitos de edad Paleógeno de la cuenca Tuy-Cariaco han sido datados en las subcuencas Cubagua y Tuy-Cariaco Norte, estableciéndose una edad Eoceno Medio, zonas P11 – P12, similar a la establecida para la secuencia turbidítica que aflora en la isla de Margarita, la cual fue sedimentada durante el Eoceno Medio, zonas P11 – P13. Esto indica que pertenecen a una sedimentación contemporánea en cuencas marino profundas, posiblemente asociadas. a) Características sedimentológicas y estratigráficas La secuencia paleógena de la cuenca Tuy-Cariaco está caracterizada por depósitos turbidíticos de areniscas y conglomerados hacia la base, seguida de areniscas y lutitas estériles, intercaladas con un intervalo de lutitas pelágicas y fosilíferas registrado únicamente en la base del pozo CUBAGUA-1. Se observan diferencias en las características texturales y relación areniscas / lutitas, lo cual permite interpretar variaciones laterales de facies, debidas a cambios en los regímenes de energía y paleobatimetría a lo largo de la columna. Tanto en superficie como en subsuelo, estas variaciones pueden observarse principalmente en el contenido paleontológico y en la proporción de areniscas y calizas. En base a la definición de unidades estratigráficas informales en los pozos CMA-1X y CUBAGUA-1 ubicados en la subcuenca Cubagua (Figura 7.2), se establece la correspondencia litoestratigráfica con las unidades formales definidas en superficie, tal como se muestra a continuación: La unidad estratigráfica informal I del pozo CMA-1X, compuesta por intercalaciones de areniscas y lutitas, con esporádicas areniscas calcáreas y calizas, no presenta ninguna semejanza con la secuencia perforada en el pozo Jorham Contreras 235 CORRELACIÓN CUBAGUA-1. Litológicamente es similar a la unidad de areniscas y lutitas del intervalo medio y superior de la Formación Pampatar, pero no es posible establecer una correlación directa debido a la escasez de fauna, horizontes guía o alguna otra evidencia. La unidad estratigráfica informal II del pozo CMA-1X (1.540’; 470 m), compuesta por lutitas estériles intercaladas con areniscas delgadas, se correlaciona con el intervalo de lutitas moteadas estériles del pozo CUBAGUA-1 (1.098’; 335 m). Esta unidad es similar al intervalo de lutitas estériles ubicado en la localidad de Punta Gorda, Formación Pampatar (984’; 300 m), el cual se caracteriza por lutitas estériles con capas lenticulares de areniscas. Tanto en superficie como en subsuelo esta unidad es interpretada como depósitos de facies de talud inferior a planicie distal, bajo corrientes de turbidez que no permitieron la preservación de la fauna. La unidad estratigráfica informal III del pozo CMA-1X no se presenta en el pozo CUBAGUA-1, posiblemente debido a que éste último no atravesó completamente la secuencia eocena y dicha unidad se encuentre por debajo de la profundidad final alcanzada. Esta unidad III de areniscas con intervalos conglomeráticos se puede correlacionar con los depósitos flysch eocenos que afloran en la isla de Margarita, específicamente, con la unidad conglomerática establecida en la base de la Formación Pampatar, localidades Punta Gorda y Punta Moreno, así como con la Formación Las Bermúdez del Grupo Punta Carnero. En el subsuelo presenta un espesor de 620 m, mientras que en superficie oscila entre 60 y 190 m para la Formación Pampatar y 535 m para la Formación Las Bermúdez. Las características sedimentológicas y composicionales son similares en superficie y subsuelo, donde la secuencia consta principalmente de arenitas líticas de grano medio a grueso, con alta proporción de fragmentos líticos de tipo chert y sedimentarios, cuarzo ígneo y metamórfico en proporciones Jorham Contreras 236 CORRELACIÓN similares, baja proporción de feldespatos y cemento de calcita, con frecuentes intervalos conglomeráticos y lutíticos muy escasos. Esta unidad es interpretada como depósitos caóticos “wild flysch”, constituidos por una mezcla de bloques y material terrígeno tamaño arenas gruesas y conglomerados, embebidos en una matriz lutítico-arenosa, sedimentados en facies de talud y abanico interno. La unidad lutítica basal del pozo CUBAGUA-1 (450’; 137 m) es correlacionada por BERMÚDEZ (1975) con la Formación El Dátil (227’; 745 m). Ambas están constituidas por lutitas pelágicas depositas en ambiente batial, fosilíferas y edad Eoceno Medio. La diferencia en espesor puede corresponder a que el pozo no perforó completamente la secuencia eocena, pudiendo presentar un espesor mayor en subsuelo. Las calizas y lutitas de los pozos MTC-1X y MTC-4X, ubicados en la subcuenca Tuy-Cariaco Norte, han sido interpretadas en base a la data sísmica y los datos de los pozos por BLANCO & GIRALDO (1992), como un bloque alóctono de ambiente marino somero, transportado y redepositado en un ambiente marino profundo, por lo cual su extensión es muy restringida e incluso, no fue perforado por otro pozo que se encuentra muy cercano. Presentan características similares a un cuerpo de calizas ubicado en la base del Grupo Punta Carnero, caracterizado por un olitostromo de calizas coralinas con fragmentos de algas y foraminíferos bénticos de plataforma (caliza Los Bagres). De igual manera, es común encontrar en la parte media (contacto entre las formaciones Las Bermúdez y El Dátil) y en el tope del Grupo Punta Carnero (Formación Punta Mosquito), capas de calizas compuestas por fragmentos de algas y foraminíferos bénticos de plataforma, también similares a los bloques transportados en la cuenca Tuy-Cariaco Norte. Jorham Contreras 237 CORRELACIÓN b) Procesos diagenéticos A partir de los análisis petrográficos y sedimentológicos, se establece que la secuencia paleógena de la cuenca Tuy-Cariaco y los depósitos eocenos de la isla de Margarita alcanzaron una etapa de diagénesis tardía. Tanto en superficie como en subsuelo, se observó que los intervalos de areniscas presentan alta proporción de fragmentos líticos (chert y sedimentarios), se mantiene la proporción de cuarzo, el cemento es principalmente calcítico (disminuye un poco en la secuencia de subsuelo), la matriz es de tipo arcillosa y se presenta en baja proporción. Los diagramas paragéneticos indican que ambas secuencias fueron afectadas por los mismos procesos en etapas similares, distinguiéndose principalmente: Compactación mecánica inicial, la cual genera contactos mayormente longitudinales, así como la deformación y trituramiento de los fragmentos más inestables (fragmentos de roca y micas), generando pseudomatriz. Este proceso está controlado por la cementación calcítica temprana, la cual genera endurecimiento de la roca e inhibe el proceso. Cementación calcítica durante una etapa de diagénesis temprana y cementación por sílice en continuidad óptica con el cuarzo, durante una etapa de diagénesis intermedia. Adicionalmente, en la secuencia de subsuelo, se identificó cemento de cuarzo microcristalino (chert), por lo cual la proporción de cemento calcítico y silíceo son similares, a diferencia de superficie donde predomina la calcita. Durante la diagénesis intermedia incipiente comienza la alteración de los feldespatos y fragmentos de roca a minerales de arcillas de tipo clorita, Jorham Contreras 238 CORRELACIÓN caolinita y esmectita principalmente. Estos minerales por efecto del aumento en las condiciones de presión y temperatura, comienzan un proceso de alteración progresiva, a través de arcillas de capas mixtas de tipo ilita / esmectita y clorita / esmectita. En una etapa de diagénesis intermedia comienza la corrosión y progresivamente el reemplazamiento de los componentes siliciclásticos por efecto de la cementación calcítica. Los análisis de difracción de rayos X permitieron identificar arcillas de capas mixtas de tipo ilita / esmectita, las cuales en la secuencia de superficie presentan un arreglo ordenado con 80-85% de ilita y en subsuelo un arreglo semi-ordenado con 75% de ilita aproximadamente. El arreglo ordenado en este tipo de arcillas comienza a partir de los 130ºC, lo cual señala una etapa diagenética tardía, mientras que el arreglo semi-ordenado no indica directamente la temperatura alcanzada pero se asume que muy cercana a los 130ºC a condiciones de diagénesis tardía incipiente. Las diferencias en las condiciones de soterramiento pueden estar influenciadas por el régimen tectónico a que fue sometida la secuencia de la isla de Margarita, ya que durante la etapa de emplazamiento se genera un patrón de esfuerzos dirigidos, que aumenta considerablemente la presión y por consiguiente genera un aumento en la temperatura. Estos parámetros actúan de manera diferente en una secuencia no tectonizada, ya que la presión está controlada únicamente por la carga litostática, y la temperatura, por el gradiente geotérmico. Jorham Contreras 239 CORRELACIÓN c) Fuente de sedimentos Ambas secuencias están caracterizadas por sedimentos turbidíticos provenientes de ambientes someros, los cuales bajo condiciones de inestabilidad tectónica dentro de la cuenca, fueron transportados hasta ambientes de talud y planicie distal, rellenando las cuencas extensionales marino profundas durante el Eoceno Medio. Los diagramas ternarios de DICKINSON & SUCZEK (1979) (Figura 7.7), muestran que la principal fuente de aporte para ambas secuencias está representada orógenos reciclados y arcos magmáticos disectado y transicional, observándose además, una dispersión hacia el campo de basamento levantado en la cuenca Tuy-Cariaco. El diagrama Qm-F-Lt muestra que los orógenos reciclados están representados por reciclados transicionales y cuarzosos. Q CRATON INTERIOR Qm 3 CRATON INTERIOR 18 CONTINENTAL TRANSICIONAL 20 CONTINENTAL TRANSICIONAL OROGENO RECICLADO 11 RECICLADO CUARZOSO 42 43 45 RECICLADO TRANSICIONAL MEZCLA ARCO DISECTADO BASAMENTO LEVANTADO 37 BASAMENTO LEVANTADO ARCO DISECTADO 18 ARCO TRANSICIONAL ARCO TRANSICIONAL ARCO NO DISECTADO F 32 25 15 50 Flysch de Margarita 13 RECICLADO LÍTICO ARCO NO DISECTADO L F 23 47 13 Lt Tuy-Cariaco FIGURA 7.7 Diagramas de procedencia para los litotipos arenosos de los pozos CMA-1X, CUBAGUA-1 y la secuencia turbidítica de la isla de Margarita. Tal como se mencionó con anterioridad en la figura 7.5, DICKINSON & SUCZEK (1979) indican que la provincia de orógenos reciclados está representada Jorham Contreras 240 CORRELACIÓN por secuencias de estratos levantados, plegados y fallados, donde los detritos reciclados de rocas sedimentarias y metasedimentarias son importantes. Pueden estar asociados a complejos de subducción con deformación de sedimentos oceánicos, orógenos en colisión y a levantamientos del cinturón de deformación en cuencas antepaís. La provincia de basamento levantado está representada por altos o bloques de corteza continental limitados por fallas, que representan una fuente importante de rocas feldespáticas, compuestas principalmente por plagioclasas y cuarzo. Puede existir un aporte secundario de areniscas líticas, provenientes de la cobertura sedimentaria o metasedimentaria que envuelve el basamento. Está asociada a límites continentales transformantes o “rift” incipientes intracontinentales. Los reciclados transicionales y cuarzosos observados en el diagrama Qm-F-Lt, están asociados respectivamente a orógenos en colisión y levantamiento del cinturón de deformación en la cuenca antepaís, donde las fuentes de sedimentos están representadas por rocas sedimentarias y metasedimentarias, con secuencias ofiolíticas asociadas y bloques de basamento ígneo y plutónico, por lo cual representan una fuente importante de fragmentos de roca tipo sedimentarios, chert, metamórficos y en menor grado volcánicos y plutónicos. Los análisis petrográfico y diagenético, el estudio de procedencia y el registro bioestratigráfico indican que la secuencia turbidítica de la isla de Margarita y los depósitos perforados en la subcuenca Cubagua representan sedimentos depositados en cuencas con características similares y posiblemente relacionadas entre sí, alimentadas de fuentes de sedimentos asociadas a los regímenes de colisión oblicua Caribe / Sudamérica y subducción Caribe / Atlántica, los cuales originan el levantamiento y emplazamiento de bloques de corteza continental y oceánica, un arco magmático y un prisma de acreción que pudo estar emergido y representar una fuente de sedimentos para las cuencas retroarco. Jorham Contreras 241 CORRELACIÓN Los modelos geológicos planteados para el Eoceno – Oligoceno en la región costafuera de Venezuela indican que durante la evolución de la placa del Caribe, ocurrió el emplazamiento de bloques ígneo-metamórficos que originaron el cinturón de deformación en la cuenca antepaís, así como se desarrolló un sistema de fallas transcurrentes que actuaron como sistema de acople en la zona límite de las placas del Caribe y Sudamérica, las cuales originan el levantamiento de bloques de corteza continental y oceánica (Figura 7.6). Al mismo tiempo, ocurría la subducción Caribe / Atlántica donde parte del prisma de acreción pudo estar emergido. 1) En ambos casos secuencias sedimentarias preexistentes, junto con bloques de corteza continental y oceánica fueron levantados, plegados, fallados e incluso emplazados en la región norte de Sudamérica, como resultado del régimen de colisión oblicua Caribe / Sudamérica, además de que el prisma de acreción producto de la subducción Caribe / Atlántica pudo estar emergido, quedando representada la provincia de orógenos reciclados observada en los diagramas. Las secuencias tectonizadas y el prisma de acreción representan principalmente un aporte de fragmentos sedimentarios y metasedimentarios de composiciones variadas, así como de rocas de composición oceánica, donde mineralógicamente predominan el chert y el cuarzo, seguidos de fragmentos de roca sedimentarios, ígneos y baja proporción de feldespatos. DICKINSON & SUCZEK (1979) plantean que una provincia de complejo de subducción con prisma de acreción emergido, representa una fuente de chert como mineral predominante, incluso que puede exceder la proporción de cuarzo y feldespatos juntos, representando también una fuente de fragmentos volcánicos, similar a lo observado en la secuencia de superficie. Se observa una mayor proporción de fragmentos líticos y disminución del cuarzo en la secuencia de superficie, lo cual puede estar asociado a que ésta se Jorham Contreras 242 CORRELACIÓN encontraba geográficamente más cercana al complejo de subducción, donde el prisma de acreción representó una fuente importante de chert y disminución en la proporción de cuarzo. 2) Este planteamiento también podría explicar la dispersión hacia el campo de arco disectado y transicional observada en el diagrama Qm-F-Lt para la secuencia de la isla de Margarita, ya que la mayor cercanía al prisma de acreción sugiere también la mayor influencia del arco de las Antillas Menores, el cual representa el aporte de los fragmentos volcánicos y los escasos fragmentos plutónicos observados. 3) Caso diferente ocurre en la secuencia de subsuelo, donde se observa una dispersión hacia el campo de basamento levantado, lo cual puede estar asociado a que la subcuenca Cubagua se generó geográficamente muy cercana a la zona de emplazamiento y deformación entre las placas Caribe y Suramérica, es decir, adyacente al margen continental de Sudamérica, mientras que la secuencia de la isla de Margarita se sedimentó en una cuenca ubicada más al norte, probablemente cercana al dominio de un régimen retroarco. En la región del borde continental se asume que ocurre el emplazamiento de bloques de corteza continental y terrenos ígneo-metamórficos alóctonos de composición intermedia, producto del régimen de colisión oblicua entre ambas placas. DICKINSON & SUCZEK (1979) sugieren que estos terrenos y bloques, probablemente de composición granítica mezclados con secuencias ofiolíticas, representan una fuente importante de fragmentos sedimentarios de tipo arcosas y subarcosas, con pequeña proporción de fragmentos volcánicos, tal como se observa en la secuencia paleógena de la subcuenca Cubagua. 4) Adicionalmente, se establece que existió una plataforma carbonática que aportó material bioclástico y terrígeno para ambas secuencias. Sin embargo, en los depósitos ubicados en superficie este aporte es considerablemente mayor, Jorham Contreras 243 CORRELACIÓN observándose paquetes de calizas y areniscas calcáreas con espesor de hasta 60 m, compuestas por material bioclástico de plataforma (calciturbiditas del Grupo Punta Carnero). En la secuencia de subsuelo se observan areniscas con cemento calcáreo, algunas con fragmentos fósiles (conchas) y otras con escasos foraminíferos bénticos (<1%) también presentes en algunas calizas. Tal como se menciona con anterioridad, la secuencia flysch de la isla de Margarita estuvo influenciada por el arco de las Antillas Menores, en donde aparentemente existió el desarrolló de una plataforma carbonática adyacente a las islas volcánicas, que podría representar la fuente para estos sedimentos de origen bioclástico. PINDELL et al. (1988) y PINDELL & BARRETT (1990) sugieren la existencia de una plataforma carbonática adyacente a al terreno de Villa de Cura durante el Eoceno Medio, la cual también pudo representar una fuente de sedimentos para ambas secuencias, pero de mayor importancia para la subcuenca Tuy-Cariaco Norte, donde se encuentran bloques de calizas de edad Eoceno Medio, transportados desde ambientes someros. 7.5 LIMITACIONES PARA PLANTEAR UN MODELO SEDIMENTOLÓGICO Aunque inicialmente se había considerado como objetivo general proponer un modelo sedimentológico para los depósitos eoceno-oligoceno en las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco, esta actividad no pudo completarse debido a las siguientes limitaciones en la data analizada: 1.- Los pozos perforados en la cuenca La Blanquilla reportan una columna de edad paleógena incompleta, de manera similar a los ubicados en la cuenca Tuy-Cariaco, que reportan una sección incompleta y depósitos con un rango de edad tan amplio, Eoceno Medio – Mioceno Medio(?), que no permiten estimar con exactitud si realmente son de edad paleógena. Jorham Contreras 244 CORRELACIÓN Ninguno de los tres pozos perforados en la cuenca La Blanquilla atravesaron la columna estratigráfica paleógena completa, es decir, no alcanzaron basamento. Solo el pozo MTC-2X, ubicado en la subcuenca La Blanquilla Oeste, atravesó la secuencia eocena – oligocena, mientras que el pozo PMN-1X, ubicado en la subcuenca La Blanquilla Este, perforó parcialmente la sección oligocena. En la subcuenca Cubagua (cuenca Tuy-Cariaco), donde se perforaron 2 pozos, solo el CMA-1X llegó a basamento, atravesando una secuencia prácticamente estéril de probable edad paleógena (Eoceno Medio?), mientras que el pozo CUBAGUA-1, reporta una sección incompleta de edad Eoceno Medio. 2.- Dada la gran extensión de las cuencas la Blanquilla (35.000 Km2 aprox.) y Tuy-Cariaco (25.000 Km2 aprox.), el control de las variaciones laterales de facies es extremadamente escaso. 3.- La compleja evolución tectónica de estas cuencas, donde han actuado desde el Neógeno regímenes transtensivos y transpresivos, con una componente transcurrente y posiblemente rotacional en sentido horario en la placa del Caribe (SPEED, 1993; PINDELL et al. 1990), ha originado la deformación de los sedimentos paleógenos, lo cual sugiere que actualmente no se encuentren en la posición que fueron depositados. Debido a esto, resulta muy arriesgado plantear una posible orientación o ubicación, tanto de los abanicos turbidíticos que conforman parte de la secuencia paleógena, como de las posibles fuentes de aporte. 4.- Los tipos litológicos identificados en el análisis petrográfico de muestras de canal no representan la totalidad de la sección estudiada, ya que las litologías menos competentes no se preservan. Adicionalmente, no permiten observar estructuras sedimentarias o algunas otras características que permita realizar correlaciones a escala regional. Por esta razón, no fue posible plantear de manera esquemática o gráfica, la distribución de facies sedimentológicas entre ambas cuencas o con respecto a la secuencia flysch que aflora en la isla de Margarita. Jorham Contreras 245 CORRELACIÓN Sin embargo, a partir de los estudios sedimentológicos y estratigráficos realizados en este trabajo, junto con los realizados por HAAK (1980), EVANS (1982 y 1983), BLANCO & GIRALDO (1992), DURAN et al. (2002), integrados con estudios tectono-estratigráficos regionales de transectos sísmicos en las cuencas costafuera (YSACCIS, 1997; GODDARD, 1986) y con los modelos geológicos planteados por SPEED (1985), PINDELL et al. (1988), PINDELL & BARRETT (1990), STEPHAN (1990) y OSTOS (1990) para la evolución de las placas del Caribe y Sudamérica, se plantea una evolución geológica que contempla las características sedimentológicas y distribución estratigráfica de la secuencia paleógena, asociadas a los distintos regímenes estructurales que han afectado ambas cuencas: La región costafuera de Venezuela representa una extensa área controlada por la compleja historia geológica de interacción entre las placas del Caribe y Sudamérica a partir del Eoceno, la cual determinó los estilos estructurales que controlaron la evolución de las cuencas sedimentarias, la distribución de paleoambientes, cambios de facies y rasgos estructurales. Esta región está dominada por tres cuencas sedimentarias principales: cuencas La Blanquilla, Tuy-Cariaco y Carúpano, las cuales comienzan a originarse a partir del Eoceno Temprano – Medio, en un régimen extensional como cuencas graben y semigraben. La cuenca La Blanquilla representa una cuenca semigraben de gran extensión con orientación NE-SO (YSACCIS, 1997) que se continúa con la cuenca de Granada, las cuales se originaron durante el Eoceno Temprano – Medio en la zona retroarco de las Antillas Menores. El estudio de la secuencia paleógena perforada por los pozos MTC-2X y PMN-1X indica que durante el Eoceno – Oligoceno, fue una cuenca marino profunda, donde predominan los sedimentos lutíticos de ambientes de talud y planicie distal, con abundante fauna de aguas profundas, que fueron depositados bajo un régimen relativamente estable de baja Jorham Contreras 246 CORRELACIÓN energía, influenciados por ocasionales corrientes de turbidez provenientes desde ambientes más someros. Los registros eléctricos de los pozos y las características sedimentológicas de algunos intervalos arenosos, indican que esta cuenca estuvo influenciada por esporádicos episodios de turbidez que transportaron sedimentos desde ambientes someros de plataforma y talud hasta zonas de abanico externo y planicie distal. Estos flujos debieron provenir de los altos estructurales adyacentes, que representaban las principales fuentes de sedimentos para la cuenca, tal como las islas caribeñas de Margarita, La Orchila, Los Testigos, entre otras, las cuales actualmente se encuentran en una posición distinta con respecto a la que tenían en el Eoceno - Oligoceno. Al sur de la cuenca La Blanquilla, prevalecía un régimen transpresional producto del movimiento en sentido sureste de la placa del Caribe con respecto a Sudamérica, el cual determinó aparentemente, la ausencia de sedimentos paleógenos en la mayor parte de esta región. Hasta la actualidad no se conocen los sedimentos de plataforma equivalentes en edad a las rocas paleógenas de las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco, lo que pudiera indicar que, para esta época la plataforma estaba expuesta y estos sedimentos se depositaron directamente en ambientes de talud. Sin embargo, en la región sur del arco de las Antillas Menores, adyacente al borde continental de Sudamérica, se desarrollaron cuencas restringidas de poca extensión, limitadas por altos estructurales, en un estilo de “graben y horst”, tal como plantea EVANS (1983). La subcuenca Cubagua representa una de estas depresiones, en la cual se han registrado depósitos turbidíticos compuestos por areniscas conglomeráticas y areniscas de grano fino intercaladas con lutitas estériles, en conjunto con sedimentos lutíticos de profundidades batiales, con abundante fauna planctónica. Jorham Contreras 247 CORRELACIÓN Esto permite sugerir que en el interior de esta subcuenca se desarrollaron ambientes de aguas profundas, donde se depositaron areniscas conglomeráticas turbidíticas provenientes de los altos cercanos y lutitas de facies de talud y planicie distal. Las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco presentan historias geológicas independientes, originadas bajo regímenes estructurales distintos, que controlaron las características del relleno sedimentario, distribución estratigráfica y de paleoambientes durante el Paleógeno, observándose notables diferencias entre ambas. La secuencia turbidítica de la isla de Margarita se depositó en una cuenca de características similares a la subcuenca Cubagua. En ambos casos, las fuentes de sedimentos para estos depósitos turbidíticos están representadas por bloques de corteza oceánica y continental limitados por fallas o emplazados, que pudieron formar parte de los limites de estas cuencas, en conjunto con el arco magmático de las Antillas Menores y una plataforma carbonática adyacente, que sirvió de aporte para los sedimentos bioclásticos presentes mayormente en la secuencia de superficie. Jorham Contreras 248 CONCLUSIONES CONCLUSIONES La secuencia flysch de la isla de Margarita está constituida por dos unidades estratigráficas formales: La Formación Pampatar y el Grupo Punta Carnero. Ambas representan depósitos turbidíticos, sedimentados en aguas profundas durante el Eoceno Medio. La Formación Pampatar está constituida hacia la base principalmente por paraconglomerados polimícticos, seguidos de intercalaciones de areniscas y lutitas estériles. Las areniscas son predominantemente de tipo arenitas líticas, con alta proporción de fragmentos sedimentarios y volcánicos cementados por calcita. El Grupo Punta Carnero está constituido por tres formaciones: 1) Formación Las Bermúdez, interpretada como un intervalo “wild flysch” compuesta por bloques de paraconglomerados polimícticos, calizas y areniscas, embebidos en una matriz lutítico-arenosa; 2) Formación El Dátil, constituida por arcilitas pelágicas y 3) Formación Punta Mosquito, constituida por lutitas, areniscas calcáreas y calizas, compuestas por material bioclástico transportado de ambientes de plataforma hasta profundidades batiales, las cuales originan “calciturbiditas” Las características sedimentológicas indican que la Formación Pampatar y el Grupo Punta Carnero estuvieron influenciados por fuentes de sedimentos similares, asociadas al complejo de subducción entre las placas del Caribe y Atlántica y al régimen de colisión oblicua Caribe / Suramérica. Sin embargo, la región en que depositó el Grupo Punta Carnero permitió desarrollo de facies de planicie distal en régimen de baja energía y extensos abanicos submarinos, los cuales recibieron un mayor aporte de una plataforma carbonática con respecto a la Formación Pampatar, la cual está constituida por depósitos proximales (facies de abanico medio a talud) y con menor aporte de sedimentos bioclásticos de plataforma. Jorham Contreras 249 CONCLUSIONES Las variaciones estratigráficas, sedimentológicas y las características estructurales, sugieren que la secuencia turbidítica de la isla de Margarita estuvo influenciada al menos por dos fases de deformación tectónica, una durante la depositación determinada a partir de condiciones de inestabilidad tectónica en la cuenca y otra durante el emplazamiento en su posición actual. Por esta razón, resulta muy difícil determinar la orientación del patrón de esfuerzos que originó las estructuras principales y establecer una correlación estratigráfica entre ambas unidades. La secuencia paleógena de la cuenca La Blanquilla está constituida por depósitos de edad Eoceno – Oligoceno, de ambiente batial, caracterizados por lutitas pelágicas, areniscas calcáreas delgadas y esporádicas calizas, influenciadas por ocasionales flujos turbidíticos. En la subcuenca Cubagua (Cuenca Tuy-Cariaco) la unidad interpretada como paleógena está compuesta por areniscas calcáreas intercaladas con lutitas, depositadas bajo corrientes de turbidez durante el Eoceno Medio – Tardío(?). En la base del pozo CUBAGUA-1 se ha datado un intervalo de edad Eoceno Medio, constituido por arcilitas pelágicas. En la subcuenca Tuy-Cariaco Norte la secuencia paleógena está constituida por bloques de calizas arrecifales intercaladas con lutitas, transportados desde ambientes someros de plataforma hasta profundidades batiales, posiblemente asociados al régimen compresivo que controlaba la región. Las cuencas La Blanquilla y Tuy-Cariaco presentan historias geológicas complejas e independientes. La cuenca La Blanquilla está asociada a un régimen extensional en la zona retroarco de las Antillas Menores, mientras que la cuenca Tuy-Cariaco comienza a originarse en un estilo de “graben y horst”. En cada una se desarrollaron ambientes sedimentarios diferentes, controlados por distintos Jorham Contreras 250 CONCLUSIONES niveles de energía que generaron notables diferencias en las características texturales de la secuencia sedimentaria paleógena. La cuenca La Blanquilla estuvo alimentada principalmente por las islas caribeñas y bloques de corteza continental que para el Eoceno representaban altos estructurales, los cuales permitieron el desarrollo de una plataforma carbonática adyacente, que también sirvió como fuente de aporte a las cuencas en la zona retroarco. Sin embargo, debido a las características sedimentológicas de la secuencia perforada que señalan facies distales, no se descarta la influencia del arco magmático y bloques de corteza continental y oceánica que hayan servido como fuente de sedimentos para los depósitos proximales dentro de la cuenca. Las fuentes de aporte para la cuenca Tuy-Cariaco fueron más complejas. Están representadas por bloques de corteza continental y oceánica emplazados en al margen norte de Sudamérica, junto con el arco magmático de las Antillas Menores y por una plataforma carbonática, probablemente adyacente a las islas que conformaban al arco o a los altos estructurales dentro del estilo “graben y horst” en que se originó la subcuenca Cubagua. La secuencia turbidítica de la isla de Margarita estuvo alimentada por fuentes de sedimentos similares a la cuenca Tuy-Cariaco, en la cual se distinguen alta proporción de fragmentos de roca sedimentarios y en menor grado metamórficos, provenientes de bloques de corteza emplazados al norte de Sudamérica y del prisma de acreción asociado al complejo de subducción Caribe / Atlántico, junto fragmentos volcánicos provenientes del arco magmático de las Antillas Menores y sedimentos bioclásticos retransportados desde ambientes de plataforma carbonática. La secuencia paleógena en la región costafuera de Venezuela, incluyendo la secuencia que aflora en la isla de Margarita, ha alcanzado condiciones de diagénesis tardía. En la cuenca La Blanquilla y la isla de Margarita, las evidencias Jorham Contreras 251 CONCLUSIONES indican procesos diagenéticos más intensos con respecto a la cuenca TuyCariaco, lo cual está asociado en La Blanquilla, al mayor espesor de columna sedimentaria suprayacente a la secuencia paleógena, mientras que en la isla de Margarita, se asocia al patrón de esfuerzos dirigido durante el emplazamiento de la secuencia en el Mioceno, el cual origina aumento en las condiciones de presión y por consiguiente en la temperatura. Los análisis sedimentológicos de la secuencia paleógena en la cuenca La Blanquilla, indican que estas rocas presentan importantes espesores de lutitas pelágicas que pudieran actuar como sellos para los intervalos arenosos, además que aparentemente presentan características favorables para la generación de hidrocarburos. Las areniscas presentan matriz en proporción considerable, baja madurez textural y espesores poco representativos, por lo cual los intervalos perforados por los pozos no lucen atractivos para la acumulación de hidrocarburos. En la cuenca Tuy-Cariaco los intervalos lutíticos son de poco espesor y aparentemente corresponden a una sedimentación turbidítica con abundante retrabajo, los cuales pueden actuar como sellos para las areniscas adyacentes. Los intervalos arenosos presentan espesores importantes, pero la inmadurez textural y el alto porcentaje de cemento determinan que la porosidad sea prácticamente nula, lo cual ocurre de manera similar en la secuencia turbidítica que aflora en la isla de Margarita. Jorham Contreras 252 RECOMENDACIONES RECOMENDACIONES Realizar estudios bioestratigráficos de alta resolución en los afloramientos de la Formación Punta Mosquito, en el sector La Isleta, con la finalidad establecer el orden estratigráfico y estimar el espesor total de la sección. Realizar un muestreo y análisis petrográfico más detallado en la secuencia paleógena perforada por el pozo MTC-2X, con la finalidad de determinar con mayor exactitud la composición mineralógica de las areniscas y las posibles fuentes de sedimentos. Realizar estudios de estratigrafía secuencial en las cuencas Tuy-Cariaco y La Blanquilla que ayuden a establecer modelos de sedimentación para ambas y para los depósitos turbidíticos de la isla de Margarita. Jorham Contreras 253 BIBLIOGRAFÍA BIBLIOGRAFÍA BELLIZIA, A.; MUÑOZ, N.; MACSOTAY, O. & KEY, C. (1983). Geología del Flysch Eoceno de la isla de Margarita. Sociedad Venezolana de Geólogos (Eds.). Guía de la excursión geológica a la Isla de Margarita. p. 33-37. BERMÚDEZ, P. & GÁMEZ, H. (1966). Estudio paleontológico de una sección del Eoceno. Grupo Punta Carnero de la isla de Margarita, Venezuela. Separata de la Memoria de la Sociedad de Ciencias Naturales La Salle. Caracas, Tomo XXVI, Nº 75. p. 205-259. BLANCO, B. & GIRALDO, C. (1992). Síntesis Tectono-Estratigráfica de la cuenca Tuy-Cariaco y Plataforma Externa. VI Congreso Venezolano de Geofísica. Caracas. p. 47 -54 BOGGS, S. (1992). Petroogy of Sedimentary Rocks. University of Oregon. New York. 707 p. 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