Sismoestratigrafía

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ESTRATIGRAFA SSMICA

Prof. Rafael Falcn 2008

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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

CONTENIDO

CONTENIDO

PAG.

1. INTRODUCCIN

2. CONCEPTOS FUNDAMENTALES DE ESTRATIGRAFA

3. ESTRATIGRAFIA DE SECUENCIAS

4. FACIES SSMICAS

5. SISTEMAS ENCADENADOS (SYSTEMS TRACTS)

6. BIBLIOGRAFA

7. EJERCICIOS PRACTICOS

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1. INTRODUCCIN

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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

INTRODUCCION

Qu es la Estratigrafa Ssmica?

Es el estudio de la ESTRATIGRAFIA DE SECUENCIAS apoyado en un marco

bsico geolgico/geofsico pero interpretado a partir de datos ssmicos

Las ESTRATIGRAFIA DE SECUENCIAS y sus superficies lmites son definidas

a partir del anlisis geomtrico de los reflectores ssmicos, complementado

con datos de pozos (edad y litologa) y de afloramientos (cuando sea posible) .

Una vez identificadas las superficies lmites, las facies ssmicas pueden ser

interpretadas sobre la base de los tipos de configuraciones internas y

caractersticas de la reflexin ssmica (amplitud, frecuencia, continuidad, etc) y

deberan, si es posible, ser calibradas con la informacin litolgica e

interpretaciones de facies depositacionales derivada de los pozos (Fig.1.1).

La significanca cronoestratigrfica de las secuencias y sus lmites puede ser

comprobada construyendo una carta cronoestratigrfica (Fig. 1.5).

Un anlisis estratigrfico ssmico completo requiere del mapeo de las

secuencias estratigrficas y de las facies ssmicas en tres dimensiones .

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Estratigrafa Ssmica

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INTRODUCCION

Fig. 1.1. Arriba se muestra una nea ssmica sin interpretar mostrando los diferentes reflectores y sus atributos.

Abajo la misma lnea calibrada ssimicamente con los datos del pozo (litofacies, edad, superficies estratigrficas) y

la interpretacin ssmica de las secuencias presentes (en nmeros). (Bally, 1987)

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PROCEDIMIENTO DE INTERPRETACION DE

ESTRATIGRAFA SISMICA

Estratigrafa Ssmica

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INTRODUCCION

1. Anlisis de la secuencia ssmica

2. Anlisis de la secuencia mediante registros de pozos

3. Amarre del registro ssmico sinttico a la seccin ssmica

4. Anlisis de facies ssmicas

5. Interpretacin de ambientes depositacionales y litofacies

6. Modelaje ssmico

7. Interpretacin final

En este curso unicamente sern cubiertos los primeros cinco pasos

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PROCEDIMIENTO DE INTERPRETACION DE ESTRATIGRAFA SISMICA

Estratigrafa Ssmica

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INTRODUCCION

Anlisis de la secuencia ssmica

Consiste en definir los paquetes de reflexiones genticas en funcin de

secuencias ssmicas y de sistemas encadenados ssmicos, identificando

discontinuidades sobre la base de las terminaciones de los patrones de

reflexin .

Dos patrones, onlap y downlap , ocurren sobre la discontinuidad .

Tres patrones, truncamiento, toplap y truncamiento aparente, ocurren

debajo de la discontinuidad (Fig. 1.2).

Los lmites de secuencias se caracterizan por onlap y truncamiento

regional ; con una excepcin, los lmites de sistemas encadenados (systems

tract boundaries ) dentro de una secuencia se caracterizan por downlap

regional .

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INTRODUCCION

Fig. 1.2. Diagrama mostrando patrones de terminaciones de reflexiones

ssmicas y tipos de discontinuidades (nombres subrayados) . (Tomado de Bally,

1987)

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INTRODUCCION

Anlisis de la secuencia mediante registros de pozos

Realizar estimados preliminares de las secuencias y los sistemas

encadenados interpretando las litofacies depositacionales en los registros

de pozo, usando ncleos y ripios para calibrar los registros .

Seguido a esto, se estiman las secuencias y los sistemas encadenados a

partir de las litofacies interpretadas, y se determinan los cambios en la

acomodacin a partir de los patrones de apilamiento de las parasecuencias .

Se constatan de dos maneras los estimados preliminares de las

secuencias y de los sistemas encadenados : 1) correlacionando los pozos

mediante : criterios bio -cronoestratigrficos, capas guas y la correlacin

con el grfico de ciclos globales . 2) correlacin con los perfiles ssmicos .

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INTRODUCCION

Amarre del registro ssmico sinttico a la seccin ssmica

Su propsito es amarrar la informacin de los registros de pozo a la

seccin ssmica .

Lo primero es calibrar o amarrar la profundidad medida del registro con el

tiempo ssmico de la seccin .

Lo segundo es conocer que causa las reflexiones ssmicas, mediante el

entendimiento de los patrones de interferencia constructiva y destructiva

de las ondculas individuales que se originan de los contrastes de

impedancia (Fig. 1.3).

Es recomendable que los anlisis de secuencias en los perfiles ssmicos y

en los registros de pozos se realicen independientemente, a fin de que las

discontinuidades estratigrficas sean identificadas tan objetivamente como

sea posible antes del amarre del registro sinttico .

Despus que los amarres sintticos se completan, los lmites de las

secuencias y de los sistemas encadenados pueden ajustarse a la mejor

solucin .

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INTRODUCCION

Fig. 1.3. Ejemplo de un sismograma

sinttico . La traza ssmica sinttica

compuesta muestra como la

profundidad medida se relaciona con

el tiempo ssmico . Asimismo las

graficaciones de las ondculas

individuales muestran la contribucin

de cada interfase de impedancia a las

reflexiones individuales . (Modificado

de Bally, 1987)

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INTRODUCCION

Anlisis de facies ssmicas

Su propsito es determinar, tan objetivamente como sea posible, todas las

variaciones de los parmetros ssmicos dentro de las secuencias ssmicas

y sistemas encadenados individuales, a fin de determinar los cambios

laterales de litofacies y de tipos de fluidos .

Los principales parmetros ssmicos usados son :

la geometra de los reflectores

la amplitud

la frecuencia

la continuidad

la velocidad de intervalo

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INTRODUCCION

Interpretacin del ambiente depositacional y litofacies

Es necesario conocer lo mejor posible la geologa regional .

Se debe tener un amplio conocimiento de los diversos y especficos

ambientes y subambientes sedimentarios de depositacin y su relacin

gentica .

Es deseable contar con la interpretacin sedimentolgica y estratigrfica

realizada sobre los registros de pozos y su calibracin con la informacin

ssmica .

Utilizar los parmetros de facies ssmicas determinadas objetivamente en

conjunto con la informacin geolgica local y especialmente regional .

(Fig.1.4).

La significanca cronoestratigrfica de las superficies estratigrficas

lmites puede ser comprobada construyendo una carta cronoestratigrfica

(Fig.1.5).

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INTRODUCCIONEstratigrafa Ssmica

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Fig.1.4. Ejemplos

de ambientes

sedimentarios y

ESTRATIGRAFIA

DE SECUENCIAS y

su expresin

grfica en

registros de pozos,

patrones de

reflexin ssmica y

ejemplos en lneas

ssmicas.

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INTRODUCCION

Fig. 1.5. Ejemplo de carta cronoestratigrfica. Ntense las diferentes facies y ambientes

depositacionales, los hiatus a lo largo de las discontinuidades y el control de pozos.

Cuenca Taranaki, Nueva Zelandia (Tomado de Bally, 1987)

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2. CONCEPTOS Y PRINCIPIOS FUNDAMENTALES DE ESTRATIGRAFA

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PRINCIPIOS DE ESTRATIGRAFIA

TOPICOS FUNDAMENTALES EN ESTRATIGRAFIA

Factores que controlan los depsitos sedimentarios

Unidades Estratigrficas

Lmites Estratigrficos

Eventos Depositacionales

Correlacin Cronoestratigrfica

Anlisis Estratigrficoafloramientos

informacin de pozos

informacin ssmica

Aporte de sedimentos

Espacio para acomodo

superficies fsicas

lmites bioestratigrficos

lmites diacrnicos

biocronocorrelacin,

estratigrafa ssmica

local

regional

global

transgresin

regresin

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Los sedimentos clsticos se depositan en capas o estratos, cuya forma, tamao y espesor dependen de:

el espacio disponible para la depositacin, la geometra del espacio, el tamao de las partculas y la

energa del medio (Fig . 2.1)

Todos los estratos estn separados vertical y lateralmente por superficies de estratificacin .

Las superficies de estratificacin representan perodos cortos de tiempo durante los cuales se

interrumpi el proceso sedimentario -depositacional . Por lo tanto los planos de estratificacin o

superficies de estratos se consideran superficies de tiempo .

La extensin lateral de un estrato es limitada . Un estrato se puede adelgazar o acuarse lateralmente, sin

dejar registro del tiempo de la depositacin en la zona de acuamiento (Fig . 2.2).

Los sedimentos que caracterizan internamente a un estrato, pueden gradar lateralmente a otro tipo de

sedimento dentro del mismo estrato .

Algunas combinaciones de ambientes depositacionales producen discontinuidades abruptas en estratos

de similar contenido de sedimento : arenas y lutitas fluviales de un canal cortadas por otras arenas de

otro canal encima . Caso contrario ocurre en las cuencas marinas profundas, donde las lutitas pelgicas

tienen mayor continuidad .

La extensin lateral de los estratos es generalmente mucho ms grande lateral que verticalmente .


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PRINCIPIOS DE ESTRATIGRAFIA Estratigrafa Ssmica

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Fig. 2.2. Tipos de terminaciones laterales de estratos: A. cua; B. biselada invertida;

C. biselada normal; D. digitizada; E. truncada. (Tomado de Corrales et al. , 1977)

Fig. 2.1. Ejemplos de laminacin y estratificacin segn Ricci Luchi (1970) (Tomado de Corrales et al. ,

1977)

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UNIDADES ESTRATIGRAFICAS

Una unidad estratigrfica es un estrato o conjunto de estratos, reconocidos como una unidad (una

entidad distintiva) en la clasificacin de la secuencia rocosa terrestre, con respecto a cualquiera de los

muchos caracteres, propiedades o atributos que las rocas puedan poseer .

Las categoras de la clasificacin estratigrfica estn basadas en el contenido fsico de las rocas y el

tiempo geolgico representado por las mismas (Fig . 2.3). Las principales categoras son :

litoestratigrafa (basada en el carcter litolgico de los estratos)

bioestratigrafa (basada en el contenido fosilfero de los estratos)

cronoestratigrafa (basada en la edad y relaciones temporales de los estratos)

Otras categoras estn basadas en: propiedades ssmicas, inversiones magnticas, petrofsica,

litognesis, ambientes sedimentarios, etc . (Fig . 2.4).

Las unidades estratigrficas de una categora no necesariamente coinciden con las de cualquier otra

(Fig. 2.5).

Las unidades litoestratigrficas solamente permiten conocer su extensin lateral y areal mediante la

correlacin (Fig . 2.6, 2.7) y sirven de apoyo en las interpretaciones paleoambientales e historia

depositacional de una cuenca ..

Las unidades bioestratigrficas tienen gran importancia en las interpretaciones paleoambientales,

mediante la consideracin de las caractersticas paleoecolgicas de los fsiles y pueden brindar adems

un seguro apoyo a las determinaciones de edad.

Las unidades cronoestratigrficas son las de mayor alcance geolgico, pues organizan a los estratos

de acuerdo a su edad, permiten conocer las relaciones temporales entre los estratos y la correlacin en

tiempo entre las secuencias de estratos dentro de una misma cuenca y entre diferentes cuencas, que son

aspectos fundamentales en la reconstruccin histrica de los eventos depositacionales .

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Estratigrafa Ssmica PRINCIPIOS DE ESTRATIGRAFIA

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Fig.2.3. Clasificacin de las unidades estratigrficas. (Tomado de Mendoza, 2005)

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PRINCIPIOS DE ESTRATIGRAFIAEstratigrafa Ssmica

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Fig. 2.4. Resumen de categoras y trminos utilizados en la clasificacin

estratigrfica. (Tomado de Hedberg, 1976)

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Fig. 2.5. Ilustracin de las diferencias de posicin de los niveles o lneas de cambio

de las diversas propiedades o atributos de los estratos en una seccin estratigrfica.

(Tomado de Hedberg, (1976)

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Fig . 2.6. Relaciones entre las unidades litoestratigrficas, bioestratigrficas y cronoestratigrficas

(Tomado de Corrales et al., 1977)

UNIDADES ESTRATIGRAFICAS DE USO MAS COMUN

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CORRELACION

Es la relacin de equivalencia entre las propiedades fsicas, qumicas, paleontolgicas o temporales de un estratoo conjunto de estratos. Por lo general la correlacin basada en tiempo geolgico o correlacin cronoestraigrfica,tiene mayor connotacin que cualquier otra propiedad. En geologa y especficamente en estratigrafa, no bastacon conocer el origen y el desarrollo de algn fenmeno en particular (el o el si no se conoce

sucedi.

A escala de registros de pozos y de interpretacin ssmica los estratos pueden ser correlacionados para definirunidades cronoestratigrficas.

La escala de interpretacin y de correlacin cronoestratigrfica est limitada a la disponibilidad, abundancia ydistribucin areal de la informacin geolgica. Por lo cual una combinacin de informacin de afloramientos,registros de pozos y ssmica, es ideal para la comprensin de la evolucin depositacional de una cuenca.

La correlacin cronoestratigrfica de estratos usando perfiles de pozos depende en gran medida de la continuidadde los tipos litolgicos y de las propiedades fsicas dentro de los estratos (Fig. 2.7).

La correlacin ssmica ofrece una visin ms amplia de las unidades cronoestratigrficas en sedimentosdiscontinuos, que la correlacin de pozos, pero la resolucin ssmica para estratos y paquetes de poco espesores limitada en comparacin a los registros de pozo. Las dos herramientas anteriores deben usarse juntas paracorrelacin cronoestratigrfica. El inconveniente es que los estratos individuales delgados observados en losregistros deben ser amarrados con precisin a las secciones ssmicas, pero existen medios para ello que serndiscutidos ms adelante.

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

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

- pero las superficies de estratos representan por lo menos pequeas unidades de tiempo en su entera extensin.

- El concepto de superficies de estratos depende completamente de la escala de tiempo y de la escala de roca bajoconsideracin

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Fig. 2.7 . Ejemplos de correlacin litoestratigrfica (arriba) y cronoestratigrfica (abajo).

(Tomado de Corrales et al. , 1977)

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Discontinuidades Estratigrficas

Son interrupciones en el proceso depositacional que implican una ausencia de registro

material (tangible) y por consiguiente de tiempo geolgico (intangible pero cuantificable).

Los planos de estratificacin son las discontinuidades ms elementales de la naturaleza.

Son detectables fcilmente por rasgos geomtricos (angularidad) entre sucesiones de

estratos, por evidencias de erosin y/o niveles de mineralizaciones entre dichas

sucesiones.

El intervalo de tiempo en el cual no ha habido depositacin se denomina hiatus o hiato. Si la

ausencia de sedimentos es debido a erosin y parte de los materiales de la sucesin ms

antigua han sido erosionados, el intervalo de tiempo ausente se denomina laguna. El

espesor de sedimentos erosionado en trminos de tiempo geolgico se denomina vaco

erosional (Fig. 2.8).

Por razones prcticas el trmino hiatus es el ms usado para expresar ausencia de tiempo

geolgico / sedimentacin (Fig. 2.9).

De acuerdo a su geometra, se pueden dividir en: paralelas o angulares. Las

discontinuidades paralelas son: la diastema, la paraconformidad y la disconformidad. Las

discontinuidades angulares son las discordancias (Fig.2.10).

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Fig. 2.8. Esquema diagramtico mostrando las relaciones entre hiatus (hiato), laguna y

vaco erosional. (Tomado de Corrales et al. , 1977)

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Fig. 2.9. Bloques diagramticos que muestran las relaciones entre las relaciones geomtricas de una discordancia y el

tiempo abarcado por la misma, expresado como hiatus no depositacional. (Tomado de Mitchum y Sangree, 1998).


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PRINCIPALES DISCONTINUIDADES ESTRATIGRFICAS

NO EROSIVAS

Paraconformidad : es la discontinuidad estratigrfica en la que se mantiene el paralelismo entre los

materiales inferiores y superiores, y la superficie es como un plano de estratificacin, sin que sea

necesaria la existencia de seales de erosin. Se interpreta como una interrupcin de la sedimentacin

durante un tiempo ms o menos largo. Lo ms frecuente es encontrar las paraconformidades en

sedimentos marinos, pues es donde se conjugan ms fcilmente las condiciones necesarias para generar

este tipo de discontinuidad (Fig. 2.10). La Diastema es un caso de paraconformidad cuya duracin de

tiempo es muy corta y difcil de determinar. El mejor ejemplo de una diastema son las superficies de

estratificacin.Fig.2.10

EROSIVAS

Disconformidad : Es la discontinuidad estratigrfica en la que los materiales inferiores y superiores a la

discontinuidad mantienen un paralelismo, pero la superficie de interrupcin es una superficie de erosin.

La disconformidad lleva consigo una interrupcin de la sedimentacin y un proceso erosivo, sin que por

ello la zona haya sufrido ningn movimiento que altere la inclinacin original de los estratos anteriores a la

discontinuidad (Fig. 2.10).

Discordancia (unconformity) : es la discontinuidad estratigrfica en la que los estratos inferiores y

superiores a la discontinuidad mantienen angularidad y la superficie de interrupcin es una superficie de

erosin. La angularidad entre ambas secuencias sugiere la influencia de tectonismo y deformacin que

levanta e inclina la secuencia, lo que favorece la accin y efectos de la erosin. Dependiendo si la erosin

ha peneplanado los materiales inferiores, la discordancia se denomina finierosiva (Fig. 2.10A). Si la

superficie de erosin delnea relieve preexistente, esta se denomina discordancia con paleorelieve (Fig.

2.10B).

Inconformidad (nonconformity) : cuando un conjunto de estratos sedimentarios descansa sobre

materiales gneos o metamrficos (basamento comn de las cuencas sedimentarias).


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Fig. 2.10. Tipos de discontinuidades estratigrficas. Entre las discordancias: A. es finierosiva

y B. con paleorelieve. (Tomado de Corrales et al. , 1977)

PARACONFORMIDAD DISCONFORMIDAD

DISCORDANCIA


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Transgresin y Regresin : eventos responsables de los depsitossedimentarios en los mrgenes continentales

La transgresin y la regresin son trminos que se refieren a los procesos de migracin de la lnea de

costa, en direccin al continente o hacia el mar, a travs del tiempo geolgico.

Las transgresiones estn controladas por una interrelacin entre el aporte de sedimentos y el ascenso

relativo del nivel del mar, cuando la tasa de ascenso del nivel del mar supera a la de aporte

sedimentario.

Si el nuevo espacio creado sobre la plataforma (acomodamiento) excede a la cantidad de sedimentos

introducidos, entonces la lnea de costa se desplaza hacia el continente y se dice que el mar ha

transgredido (Fig. 2.11 y 2.13).

Las regresiones ocurren cuando el influjo neto de sedimentos excede la capacidad del nuevo espacio

creado (acomodamiento) durante un ascenso relativo del nivel del mar, de tal manera que la lnea de

costa se desplaza hacia el mar (regresin normal). Se dice entonces que el mar ha progradado (Fig.

2.12 y 2.14).

Una regresin tambin puede ocurrir durante una etapa esttica del nivel relativo del mar, como

tambin durante un descenso del mismo (regresin forzada).

Las regresiones normales son observadas comunmente en los complejos de progradacin o en los

sistemas encadenados de nivel alto.


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Transgresin y Regresin : eventos responsables de los

depsitos sedimentarios en los mrgenes continentales

Fig. 2.11. Representacin esquemtica de los depsitos correspondientes a una transgresin, en un medio de

sedimentacin detrtica . Segn el punto donde se realice una columna aparecern slo conglomerados (A),conglomerados y areniscas (B), conglomerados, areniscas y lutitas (C), areniscas y lutitas (D) o slo lutitas (E). Los

crculos representan conglomerados ; los puntos, arenas y las zonas rayadas, lutitas . (Tomado de Corrales et al., 1977)

Fig . 2.12. Representacin esquemtica de los depsitos correspondientes a una regresin, en un medio de

sedimentacin detrtica . Los crculos representan conglomerados ; los puntos, areniscas y las zonas rayadas, lutitas .


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Transgresin : la lnea de costa avanza sobre el continente, los depsitosson ms jvenes en el sentido del avance y gradan hacia arriba desde facies

costeras clasticas a facies marinas ms profundas .

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

isocronas


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Junio 2008

Transgresin : la lnea de costa avanza sobre el continente, los depsitosson ms jvenes en el sentido del avance y gradan hacia arriba desde facies

costeras clasticas a facies marinas ms profundas .

Fig . 2.14. Solapamiento transgresivo o retrogradacional . Las lneas X, Y, Z, representan isocronas

(Tomado de Corrales et al, 1977)

Regresin : la lnea de costa retrocede hacia el mar, los depsitos son msjvenes en el sentido del avance y gradan hacia arriba desde facies marinas

profundas a facies costeras y continentales .

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CICLOS EUSTTICOS

Son intervalos de tiempo geolgico durante los cuales se produce a escala global, un ascenso y

descenso del nivel medio del mar.

Se han reconocido cinco (6) rdenes de ciclos eustticos : ciclos de primero a sexto orden o

megaciclos, superciclos, ciclos y paraciclos eustticos de cuarto a sexto orden .

Los ciclos de primer orden duran ms de 50 m.a., los de segundo orden oscilan entre 3 y 50

m.a., los de tercer orden varan entre 0,5 y 3 m.a. y los de cuarto, quinto y sexto orden tienen una

duracin entre 0,08 y 0,5 m.a., 0,03 y 0,08 m.a. y 0,03 y 0,01 m.a., respectivamente .

MEGACICLO

Es un ciclo de primer orden que incluye un conjunto de superciclos . Se conocen tres (3) ciclos

de primer orden relacionados con la ruptura de megacontinentes (ej: Pangea), con una duracin

de 250, 500 y 1500 m.a., entre el Precmbrico y el Fanerozoico (Fig.2.15)

Una megasecuencia es un paquete de sedimentos depositados durante un megaciclo eusttico .

En general, un conjunto de cinco a siete ciclos de segundo orden .

Al comparar la curva de los ciclos eustticos de primer orden con la distribucin de la

dispersin de los megacontinentes, se constata que los ascensos del nivel del mar coinciden con

las pocas de ruptura y separacin continental, mientras que los descensos en la curva,

coinciden con las colisiones de los microcontinentes (Fig . 2.16). Por lo tanto, los mnimos

eustticos de primer orden corresponden a pocas de generacin de microcontinentes (Cramez y

Audemard, 1990)


CAMBIOS RELATIVOS DEL NIVEL DEL MAR

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SUPERCICLO

Es un ciclo eusttico de segundo orden que incluye un conjunto de ciclos de tercer orden . Por

lo general, cinco a siete ciclos de tercer orden conforman un ciclo de segundo orden, cuya

duracin vara entre 5 y 10 m.a.

En el superciclo, el aumento acumulativo del nivel del mar es seguido por un descenso

acumulativo del nivel del mar (Fig . 2.15 y 2.16 ).

Una supersecuencia es un paquete de sedimentos depositados durante un superciclo, con

espesores en el orden de 300 a 1.000 m y con una duracin entre 10 a 40 m.a.

CICLO

Corresponde al ciclo eusttico de tercer orden, con una duracin aproximada de 1 a 3 m.a.

Tienen espesores aproximados en el orden de 20 a 500 m.

Sus parasecuencias componentes o paraciclos eustticos, tienen espesores entre 3 y 50 m y un

tiempo de duracin menor a 1 m.a. (Vail et al., 1990) (Fig . 2.15, 2.17 )

PARACICLO

Es un ciclo de cuarto, quinto o sexto orden .

Corresponde al intervalo de tiempo geolgico durante el cual un ascenso relativo del nivel del

mar es seguido por otro ascenso, sin que se produzca una cada del nivel relativo del mar entre

ambos .

Aparentemente estn relacionados con los ciclos climticos orbitales de Milankovitch e Imbrie et

al (1984). En estos ciclos se considera la variacin de la cantidad de energa solar recibida por la

superficie de la tierra y sus efectos sobre el clima, principalmente en lo concerniente a

glaciaciones y deshielos .


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Fig .2.15. Ciclos de cambios relativos del nivel del mar. Los ciclos consisten de ascensos y descensos relativos del nivel

del mar, conteniendo comunmente varios paraciclos, los cuales son pulsos de ascensos relativos a menor escala .

Varios ciclos usualmente forman un ciclo de orden mayor (superciclo ) con patrones de ascensos sucesivos entre

descensos mayores . Ntese la asimetra de los ascensos graduales y los descensos abruptos en cada escala . (Tomado

de Mitchum et al., 1977)


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Estratigrafa Ssmica

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Fig .2.16. Correlacin de ciclos regionales de cambio relativo del nivel del mar en cuatro continentes y su

promediacin para construir los ciclos globales (Tomado de Vail et al., 1977)


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CAUSAS DE LOS CICLOS EUSTTICOS

A escala global pueden ser producidos por un cambio en el volumen de agua de los

ocanos, por el cambio en la forma de las cuencas ocenicas o por una combinacin de

ambos.

Un cambio en el volumen de agua puede ser debido principalmente a glaciaciones y

deglaciaciones o por suministro de agua desde fuentes magmticas.

Un cambio en la forma de las cuencas ocenicas puede ser producido por mecanismos

geotectnicos o por el relleno sedimentario de las cuencas.

Los mecanismos geotectnicos parecen ser los responsables de los ciclos de 1 y 2

orden: expansin del piso ocenico, subduccin y orognesis.

La glaciacin y la deglaciacin causan la mayora de los ciclos de 3 orden y algunos de

2 orden, especialmente aquellos del Neogeno tardo.

Exceptuando las glaciaciones, los cambios volumtricos en las cordilleras centro

ocenicas es potencialmente la ms rpida y volumtricamente la ms significativa

manera para cambiar el nivel del mar. La tendencia decreciente de los ciclos de 1 orden

del Cretcico pueden ser explicados por esta teora.

Hay cierta correspondencia entre tiempos de movimientos orognicos y vulcanismo con

tiempos de nivel alto del mar en ciclos de 2 orden.

Los ciclos de 4, 5 y 6 orden son causados por eventos climticos orbitales, como los

ciclos de Milankovitch (Imbrie et al., 1984).


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APLICACIONES DE LOS CICLOS EUSTTICOS

Las principales aplicaciones se resumen en tres categorias:

(1) mejoramiento de los anlisis estratigrficos y estructurales al incorporar los efectos de

los cambios del nivel del mar. Comparando las curvas regionales y globales del nivel del

mar, se puede predecir la edad de las secuencias estratigrficas en estudio.

Correlacionando las curvas regionales con los tiempos de discordancias, lowstands y

highstands de las curvas globales, se pueden predecir las facies depositacionales y la

distribucin de secuencias (Fig. 2.17).

(2) estimacin de la edad geolgica previa a la perforacin de pozos. Si no hay

informacin de pozos, se utiliza la informacin ssmica para obtener una carta regional de

cambios relativos del nivel del mar y se correlaciona con la carta de cambios globales. La

certidumbre puede ser mejorada con informacin estratigrfica de afloramientos o pozos

distantes.

(3) el desarrollo de un sistema global de geocronologa. Los ciclos globales o eustticos

son unidades geocronolgicas definidas por un criterio sencillo: los cambios globales de la

posicin relativa del nivel del mar a travs del tiempo. Se deben hacer esfuerzos en

mejorar tanto la resolucin en tiempo de los ciclos eustticos, como su reconocimiento y

establecimiento en todas las cuencas marinas del mundo (Fig. 2.18).


42

Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Fig. 2.17. Ciclos globales de segundo y tercer orden de cambios relativos del nivel del

mar durante el Jursico. (Tomado de Vail et al. , 1987)


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Fig.2.18. Ciclos globales de primero y segundo orden de cambios relativos del nivel del

mar durante el Fanerozoico (Tomado de Vail et al. , 1977)


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

IMPORTANCIA DE LOS CICLOS EUSTTICOS EN

ESTRATIGRAFA (Mitchum y Sangree, 1998)

LA SINCRONA DE LOS CICLOS EUSTTICOS PROVEE UN MARCO

FSICO Y TEMPORAL PARA ANLISIS ESTRATIGRFICO Y ESTRUCTURAL.

LOS CICLOS DE 1 ORDEN CONTROLAN LA DISTRIBUCIN DE

SEDIMENTOS A UNA ESCALA CONTINENTAL.

LOS CICLOS DE 2 ORDEN ESTAN DELIMITADOS POR NOTABLES

NIVELES BAJOS DEL MAR Y DEFINEN PLAYS EXPLORATORIOS

REGIONALES.

LOS CICLOS DE 3 ORDEN CONTROLAN LA DISTRIBUCIN DE

ESTRATOS Y FACIES EN UNA ESCALA DE PROSPECTO EXPLORATORIO

LOS CICLOS DE ALTA FRECUENCIA (4, 5 Y 6 ORDEN) CONTROLAN LAS

RELACIONES DE RESERVORIOS Y SELLOS A NIVEL DE PRODUCCIN.


45

3. ESTRATIGRAFIA DE SECUENCIAS

46

ESTRATIGRAFA DE SECUENCIASANTECEDENTES HISTRICOS

Lawrence Sloss (1963) es el primero en argumentar que las discontinuidadesestratigrficas sincrnicas globales se originaron por descensos eustticos del nivel delmar.

Exxon Production Research Company (Peter Vail y otros) a comienzos de los 70s,desarroll la terminologa para la arquitectura de secuencias, identificando los patronesdepositacionales en pozos y secciones de afloramientos y correlacionando los patronesdepositacionales (ciclos de solapamientos costeros) con fluctuaciones del nivel del mar,para finalmente producir una tcnica para identificar y datar estratos en cuencas dondesolamente se dispona de una lnea ssmica.

En 1977 se publica la Memoria 26 de AAPG , divulgndose el trabajo desarrollado enExxon por Vail y colaboradores referente a la Estratigrafa Secuencial, e impactandosignificativamente a la comunidad cientfica y acadmica de las geociencias.

A partir de all no ha cesado el trabajo investigativo y las publicaciones de esta tcnicamoderna de interpretacin estratigrfica, apoyada en informacin ssmica, de pozos y deafloramientos. Entre los trabajos ms recientes y de mayor trascendencia tenemos:

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

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ESTRATIGRAFIA DE SECUENCIAS

47

En 1987 se publica una de las mejores obras realizadas sobre el tema: el Atlas deEstraigrafa Ssmica, editado por A.W. Bally, bajo el patrocinio de la AAPG, en laserie Studies in Geology #27. Incluye los fundamentos tericos de la estratigrafassimica y su interpretacin usando estratigrafa secuencial, as como diversos ejemplosen el mundo y discusin de casos reales sobre la metodologa, desarrollo y aplicacionesde la estratigrafa ssmica y secuencial.

Siliclastic Sequence Stratigraphy in Well Logs, Cores, and Outcrops : Concepts forHigh -Resolution Correlation of Time and Facies, por J.C. Van Wagoner et al. (SerieMtodos en Exploracin, N7, 1990, de AAPG), conteniendo detalles sobre laaplicacin de los conceptos de Estratigrafa Secuencial en registros de pozos, ncleos(corazones) y afloramientos.

Numerosos congresos y simposios dedicados a las geociencias y en especial hacia lageologa del petrleo, incluyen captulos aparte dedicados exclusivamente a laestratigrafa ssmica y secuencial (AAPG, GSA)

Numerosas instituciones de educacin universitaria han procurado mantener la materiaal da y ofrecen a travs de internet, una excelente manera de divulgacin del marcoterico y prctico y de la aplicacin y desarrollo de la materia a travs de proyectos deinvestigacin propios (Ej: pgina web sobre Estratigrfa Secuencial de la Universidad deSouth Carolina: http ://strata .geol .sc.edu/index .html)

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Estratigrafa Ssmica

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FUNDAMENTOS DE LA ESTRATIGRAFA DE SECUENCIAS

SUBSIDENCIA TECTONICA DE LA CUENCA

PARASECUENCIAS Y SUPERFICIES DE ESTRATOS

PARALELISMO SISMICO DE LOS ESTRATOS

EUSTACIA GLOBAL

MODELO DE ACOMODAMIENTO

FACIES SSMICAS Y MODELAJE


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Estratigrafa Secuencial o de Secuencias

Algunas definiciones :

la interpretacin integrada de los patrones de estratos a partir de datosssmicos, pozos y afloramientos, junto con los ambientes depositacionales ylas litofacies asociadas (Vail, 1987)

estudio de las relaciones de las rocas dentro de un marcocronoestratigrfico en el cual la sucesin de rocas es cclica y est compuestade unidades de estratos genticamente relacionados (secuencias y sistemas

Posamentier et al. (1988)

Es la rama de la estratigrafa que estudia las secuencias de depsitosasociados a las diferentes etapas de los ciclos eustticos y en la cual seutilizan paquetes sedimentarios definidos con base a datos ssmicos, registrosde pozo y observaciones de campo, como unidades de (Cramezy Audemard, 1990)


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Caractersticas generales

El proceso de interpretacin comienza desarrollando un marco cronoestratigrfico de estratoscclica y genticamente relacionados, delimitados por superficies de discontinuidad estratigrficacreadas por erosin o por no depositacin, o por sus superficies continuas correlativas.

Dentro de este marco cronoestratigrfico, la interpretacin de procesos abarca la distribucin delos ambientes depositacionales y sus litofacies asociadas.

Esas litofacies pueden estar confinadas a intervalos sincrnicos que estn limitados porsuperficies estratigrficas o pueden ocurrir como intervalos diacrnicos cuyos lmites cortan oatraviesan superficies estratigrficas.

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

El nivel relativo del mar est controlado por eustacia, subsidencia, tectnica y tasa desedimentacin.

Los patrones de sedimentacin controlados por el nivel del mar tienen geometras distintivas(sistemas encadenados) que son fcilmente reconocidos en lneas ssmicas, registros de pozos,secciones estratigrficas, afloramientos y ncleos.


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Caractersticas generales

En las plataformas de mrgenes pasivos, como esas geometras son eustticamentecontroladas, las mismas son similares a nivel mundial.

Una vez que la geometra ha sido calibrada en un rea conocida, la misma puede ser utilizadacomo una herramienta de correlacin para identificar y datar estratos ssmicos en otros lugares.

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

Las secuencias estn delimitadas arriba y abajo por discontinuidades estratigrficas odiscordancias (denominadas lmites de secuencia o sequence boundaries), las cuales sonindicativas de una cada del nivel relativo del mar.

La estratigrafa secuencial puede ser aplicada en varias escalas. Es decir, que a cualquierescala las secuencias tienen las mismas caractersticas.

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

La Estratigrafa Ssmica normalmente trata con secuencias de 3 orden (Vail et al., 1977),mientras que Los estudios geolgicos mediante secciones estratigrficas con pozos,afloramientos y ncleos, se apoyan en secuencias de 4, 5 y 6orden)(Van Wagoneer et al.,1988) (Fig. 3.1)


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Estratigrafa Ssmica

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Fig. 3.1. JERARQUIA DE LOS CICLOS ESTRATIGRAFICOS (Tomado de Mitchum y Sangree, 1998)


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Principales variables en Estratigrafa de Secuencias

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VARIABLE CONTROLA

SUBSIDENCIA TECTNICA

NUEVO ESPACIO PARA EL

ACOMODAMIENTO DE

SEDIMENTOS EN LA PLATAFORMA

Y LA GEOMETRA DE LA CUENCA

NIVEL EUSTATICO DEL MAR PATRONES DE ESTRATOS Y

DISTRIBUCIN DE LITOFACIES

SUMINISTRO DE SEDIMENTO RELLENO SEDIMENTARIO Y

PROFUNDIDAD DEL AGUA

CLIMA

CICLOS EUSTTICOS Y AMBIENTE

BIOLGICO Y QUMICO


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UTILIDAD DE LA ESTRATIGRAFA SECUENCIAL

Provee a los geofsicos de tcnicaspara interpretacin cronoestratigrficade lneas ssmicas.

La habilidad de datar, por lo menos anivel de perodo, estratos ssmicos encuencas previamente inexploradas.

Identificacin ms segura de facies enestratos/secuencias desconocidos.

Identificacin de probables intervalosde rocas generadoras y ubicacin deprobables facies y rocasalmacenadoras (yacimientos).

Desarrollo de la historia tectnica ysedimentaria de nuevas cuencas o decuencas con informacin escasa olimitada.

Identificacin ms segura desuperficies para mapeo y correlacinde facies.

Interpretacin cronoestrtigrafica demayor resolucin para mejorar ladefinicin de plays y especialmente laidentificacin de trampasestratigrficas.

Es un mtodo ms efectivo para: 1)evaluar la continuidad de lasareniscas, 2) predecir la presencia yubicacin de rocas generadoras,almacenadoras y sellos, 3) proyectarlas tendencias de los yacimientosdentro de reas poco conocidas, 4)identificar trampas estratigrficas y 5)extender la vida de los camposproductores ms antiguos.

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GEOFISICA GEOLOGIA


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SECUENCIAS ESTRATIGRFICAS

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Junio 2008

Una secuencia estratigrfica es una sucesin de estratos ms o menos concordantes o reflectores ssmicosde connotacin estratigrfica, genticamente relacionados y delimitados en el tope y la base pordiscordancias o sus superficies correlativas (Vail et al., 1977).

Galloway (1989) define a una secuencia estratigrfica como el paquete de sedimentos genticamenterelacionados que representa un episodio significativo durante el desarrollo de una cuenca, y limitado porperodos de inundacin hacia el margen de la cuenca.

Posamentier (1988) Opina que una secuencia est constituda por una sucesin de sistemasdepositacionales encadenados que se acumulan entre dos cadas consecutivas del nivel eusttico del mar.

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

Estas unidades estn limitadas por superficies especficas entre cambios verticales en los patrones deaplilamiento de las facies, en pozos y en afloramientos.

En secciones ssmicas, sus lmites corresponden a superficies discontnuas.

La unidad fundamental de una secuencia estratigrfica es la secuencia depositacional , la cual estlimitada por discontinuidades y sus superficies correlativas. Cada secuencia depositacional corresponde aun ciclo eusttico (ciclo de 3 orden), con espesores de 20 a 1000 m y tiempo de depositacin entre 0,5 y 3m.a.

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

Los sistemas encadenados son a su vez definidos por los conjuntos de parasecuencias y estos por lasparasecuencias peridicas o secuencias simples, limitadas por superficies de inundacin marina. Losconjuntos de parasecuencias tiene una duracin de 0,5 a 1,5 m.a., mientras que las parasecuencias duranentre 0,01 y 0,5 m.a.


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ELEMENTOS QUE CONTROLAN LAS SECUENCIAS

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1. Subsidencia y tectnica, responsables de crear el espacio disponible donde sevan a depositar los sedimentos (Fig. 3.2)

2. Cambios eustticos del nivel del mar, los cuales ejercen el mayor controlsobre el patrn de apilamiento de los estratos y la distribucin de litofacies (Fig. 3.3, 3.4)

3. El volumen de sedimentos, que controla la paleoprofundidad del agua (Fig.3.3.,3.4, 3.5)

4. El clima, el cual ejerce el mayor control sobre el tipo de sedimentos. Las lluvias y latemperatura son importantes en la distribucin de carbonatos y evaporitas, as como el

tipo y la cantidad de rocas siliciclsticas depositadas.

La combinacin de subsidencia, eustacia y aporte de sedimentos,

es la clave de los cambios relativos del nivel del mar.


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008


Fig . 3.2. Influencia de la variacin eusttica del nivel del mar (a y b) y de la subsidencia (c y d) en la

creacin de espacio potencial para la sedimentacin o acomodamiento . (Modificado de Jervey, 1988)

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Cambios en el Acomodamiento

Los cambios en el acomodamiento resultan de la

combinacin de movimientos verticales del

basamento (levantamiento tectnico o subsidencia)

y de cambios eustticos del nivel del mar. Los

cambios en la paleobatimetra pueden resultar de

un cambio en el acomodamiento o simplemente por

el relleno del espacio disponible con sedimentos .

Para un cambio de acomodamiento dado y

dependiendo del volumen de sedimentos

suministrados, la batimetra puede puede

incrementarse o decrecer .

La figura a la derecha (Fig .3.3) representa la

combinacin de subsidencia y ascenso relativo del

nivel del mar entre un tiempo T0 y T1, lo cual puede

crear un incremento en el acomodamiento

equivalente a H. Si en este caso el aporte de

sedimentos no es suministrado durante este

tiempo, entonces el espacio no es rellenado y

entonces el cambio resultante en la paleo

batimetra en el tiempo T1 es equivalente a H (A). Si

el suministro de sedimentos es menor que el

cambio en el acomodamiento, la columna de agua

se llena parcialmente y ocurre un sistema

transgresivo , acumulndose una sucesin

sedimentaria que indica una profundizacin hacia

arriba (B). Si el suministro de sedimentos es igual a

la tasa de acomodamiento, la sedimentacin se

mantiene con el ascenso del nivel del mar y la

paleobatimetra queda constante . Finalmente si el

suministro de sedimentos es mayor que el cambio

de acomodamiento, el volumen de agua es

rellenado con una sucesin regresiva y la lnea de

costa prograda (C).

Fig . 3.3. Ilustracin esquemtica de las relaciones entre el

acomodamiento y la batimetra . (Tomado de Posamentier y

Vail, 1988)


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Fig . 3.4. El solapamiento costero (coastal onlap) indica un ascenso relativo del nivel del mar. El aumento relativo del nivel de

base permite que los depsitos costeros de una secuencia marina se apilen agradacionalmente y solapen la superficie

depositacional inicial . (Tomado de Vail et al., 1977)


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Estratigrafa Ssmica

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Fig . 3.5. Esquemas diagramticos que muestran los procesos de transgresin, regresin y solapamiento costero

(coastal onlap) durante un ascenso relativo del nivel del mar . La tasa de influjo de terrgenos determina si la

transgresin, la regresin o la lnea de costa estacionaria, se produce durante el ascenso relativo del nivel del mar.

(Tomado de Vail et al., 1977)


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Fig . 3.6. El toplap costero indica el nivel esttico relativo del mar en un momento dado (usualmente luego de un ascenso

mximo) . Sin ningn ascenso relativo del nivel de base, los depsitos costeros no marinos y/o litotales no pueden

apilarse agradacionalmente, por lo cual no se produce solapamiento (onlap), pero si se produce el toplap . (Tomado de

Vail et al., 1977)


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CLASIFICACIN DE LAS SECUENCIAS DEPOSITACIONALES

Se clasifican de acuerdo a la escala geolgica de observacin en:

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

2. Conjuntos de parasecuencias , las cuales pueden ser reconocidas encolumnas compuestas de afloramientos, registros y nucleos de pozos y en

secciones ssmicas (ciclos de 3 y 4 orden).

3. Secuencias Tipo 1 y Tipo 2, las cuales debido a la magnitud de su extensin yespesor, solamente pueden ser bien reconocidas y definidas a travs de informacin

ssmica, debido a que estn directamente relacionadas con secuencias de 3 orden

o mayor.


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1. PARASECUENCIA

Una parasecuencia es una sucesin de estratos o capas sedimentarias, ms o menos

concordantes, genticamente relacionados y delimitada en su base y tope por dos superficies de

inundacin marina (Van Wagoneer, 1985). Se depositan durante un paraciclo eusttico (ciclo

eusttico de 4 y 5 orden), con espesores entre 3 y 50 m y una duracin menor a 0,5

m.a.(Cramez y Audemard, 1990).

Tipos de parasecuencias : a) por el tipo de facies (Fig. 3.7)

b) por variaciones en los espesores de los estratos (Fig. 3.8 y 3.9)

2. CONJUNTO DE PARASECUENCIAS

Es una sucesin de parasecuencias genticamente relacionadas, formando un patrn de

apilamiento distintivo que est limitado por una superficie de mxima inundacin marina o sus

superficies correlativas (Van Wagoneer, 1985). Los lmites de un conjunto de parasecuencias

pueden ser: (1) contraste distintivo en el patrn de apilamiento de los estratos (en afloramientos

compuestos, pozos y ssmica), (2) lmites de secuencia (en pozos y ssmica) y (3) superficies de

downlap y lmites de sistemas encadenados (slo en ssmica).

Tipos de conjuntos de parasecuencias : a) retrogradacional (Fig. 3.10 A)

b) progradacional (Fig. 3.10 B)

c) agradacional (Fig. 3.10 C)


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Parasecuencias definidas por el tipo de facies

Este tipo de parasecuencias se puede reconocer por las variaciones en el tamao de grano tales como los

ciclos tipificados por un afinamiento hacia arriba (fining upward) o por un engrosamiento (coarsing upward) .

Las parasecuencias por facies indican directamente las variaciones en la energa del medio y estn

usualmente asociadas con estratos de espesores limitados (5 a 20m) y son particularmente tiles en la

interpretacin de depsitos de areniscas (Fig . 3.7)

Fig. 3.7. Ilustracin esquemtica de parasecuencias definidas por facies

(Modificado de Allen y Coadou, 1982)


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Estratigrafa Ssmica

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Fig . 3.8. Ilustracin esquemtica de parasecuencias definidas por cambios de espesor de

los estratos (Modificado de Allen y Coadou, 1982).

Parasecuencias definidas por variaciones de espesor de los estratos

Se pueden reconocer por una variacin en el espesor de las capas, tales como los ciclos con tendencia de

adelgazamiento en el espesor de las capas hacia arriba (thinning upward) o engrosamiento de las mismas

(thickening upward) . En el caso de ciclos de areniscas tipificados por un engrosamiento en el espesor de las

capas, estos representan perodos de incremento tanto en el aporte de sedimentos como en la energa del

ambiente y usualmente son de tendencia regresiva . Mientras que que las parasecuencias caracterizadas por un

adelgazamiento hacia arriba en el espesor de las capas, representan fases de abandono de areniscas y un

decrecimiento en la energa del ambiente y con tendencia transgresiva . En general, las parasecuencias definidas

por un engrosamiento hacia arriba del espesor de las capas, usualmente tambin presentan un aumento del

tamao de grano en la misma direccin y viceversa (Fig .3.8, 3.9).


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Estratigrafa Ssmica

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Fig. 3.9. Ilustracin esquemtica de parasecuencias en carbonatos, definidas por cambios en el

espesor de los estratos. (Modificado de Reeckman y Friedman, 1977)


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Fig. 3.10. Tipos de conjuntos de parasecuencias (Modificado de Van Wagoneer et al., 1988). En un conjuno de tipo progradacional (A) las

parasecuencias sucesivamente ms jvenes se depositan hacia la cuenca, porque la tasa de suministro de sedimentos es mayor a la tasa de

acomodamiento . En un conjunto de tipo retrogradacional (B) las parasecuencias sucesivamente ms jvenes se depositan hacia el

continente, con un patrn que retrocede y la tasa de suministro se sedimentos es menor a la tasa de acomodamiento . En un conjunto de tipo

agradacional (C), las parasecuencias se apilan verticalmente, sin cambios laterales significativos y la tasa se suministro de sedimentos se

aproxima a la tasa de acomodamiento .

A

A

A

B

C

A


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Secuencias Tipo 1

Estas secuencias estn compuestas por tres sistemas sedimentarios:

Durante la creacin de este tipo de secuencias, la cada del nivel relativo del mar es tan brusca

que deposita los sedimentos en sobre la secuencia previa (constituida por clinoformes o

implicando -a su vez- un descenso en el nivel del mar hasta el quiebre de pendiente

o de plataforma .

Las secuencias tipo 1 estn limitadas por discontinuidades tipo 1, que consisten en superficies

de exposicin subarea de la llanura costera y su consecuente erosin asociada al

rejuvenecimiento de los cursos de agua y el desplazamiento de las facies litorales en direccin a

la cuenca. Estas superficies se forman cuando el descenso del nivel eusttico es mayor que la

tasa de subsidencia de la cuenca en la zona de quiebre de pendiente o borde externo de la

plataforma, produciendo un descenso del nivel del mar a esa nueva posicin. Las

discontinuidades tipo 1 estn asociadas a los abanicos de fondo de cuenca (Fig. 3.11).


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SECUENCIAS ESTRATIGRFICASEstratigrafa Ssmica

Junio 2008

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

Fig. 3.11. Patrones estratigrficos en una secuencia Tipo 1 depositada en una cuenca con quiebre de plataforma

(Tomado de Van Wagoneer et al , 1987)

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Estratigrafa Ssmica

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Secuencias Tipo 2

Al igual que las secuencias tipo 1, estn constituidas por 3 sistemas encadenados:

Estas secuencias, a su vez, se encuentran limitadas por discontinuidades tipo 2, de carcter

ms sutil, y que resultan de la exposicin parcial de la plataforma (Fig. 3.12).

Se caracterizan por un desplazamiento de las facies litorales hacia el borde de la plataforma,

sin llegar hasta su lmite.

Esto ocasiona una reduccin apreciable del rea de exposicin subarea sometida al

rejuvenecimiento de los cursos de agua.

Se desarrolla cuando la tasa de cada eusttica es menor que la tasa de subsidencia en la

zona de quiebre de pendiente o borde externo de la plataforma, produciendo un descenso

del nivel del mar a esa nueva posicin.


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Fig. 3.12. Patrones estratigrficos en una Secuencia Tipo 2. Las discordancias tipo 2 estn asociadas a

sedimentos de plataforma y nunca alcanza el quiebre de la misma (Tomado de Van Wagoneer et al, 1987).


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ESTRATIGRAFIA DE SECUENCIASEstratigrafa Ssmica

Junio 2008

1. SUPERFICIES ESTRATIGRFICAS FSICASSon superficies que separan diferentes unidades cronoestratigrficas, por lo cual son

consideradas lmites fsicos continuos.

A. SUPERFICIES SINCRONICAS O ISOCRONAS

B. SUPERFICIES DE DISCONTINUIDAD ESTRATIGRFICA

2. LIMITES DE LITOFACIES O DE BIOFACIES (DIACRNICOS

REGIONALMENTE)

3. LIMITES DE EDAD BIOESTRATIGRFICOS

4. LIMITES DIACRNICOS

LIMITES ESTRATIGRAFICOS

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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Superficies sincrnicas : son las superficies depositacionales que separan a los estratos de rocas sedimentarias; es

decir, como los planos de estratificacin. Ellas limitan lminas, capas y parasecuencias y representan perodos de

no depositacin o cambio abrupto en el ambiente depositacional. Son fcilmente reconocibles donde separan

diferentes tipos de rocas o ambientes, pero son difciles de reconocer cuando limitan estratos del mismo tipo de

roca. Las superficies de estratos o planos de estratificacin forman horizontes de tiempo geolgico, por lo cual son

superficies sincrnicas que representan el mismo instante en el tiempo geolgico sobre reas extensas.

Discontinuidades estratigrficas : son interrupciones de tiempo geolgico durante la depositacin de una serie de

estratos. La discontinuidad se manifiesta por una ausencia de sedimentos debido a no depositacin y / o erosin

(Fig. 2.8). La superficie de discontinuidad puede o no presentar seales de erosin, tanto subarea como

submarina. El reconocimiento de estas discontinuidades es ms sencillo mediante criterios geomtricos como la

angularidad entre los estratos. En estratigrafa ssmica se utilizan los patrones de terminacin de los estratos para

reconocerlas, destacando: onlap, downlap, truncamiento (toplap )y truncamiento aparente (Fig. 3.13; 3.14).

Lmites de litofacies o de biofacies : son los lmites de las unidades litoestratigrficas. Por lo general los lmites de las

unidades litoestratigrficas cruzan superficies cronoestratigrficas. Por lo tanto los lmites de esas unidades sern

sincrnicos o diacrnicos en un evento transgresivo o regresivo, dependiendo de la distribucin de la litologa en el

tiempo geolgico (Fig. 2.6)

Lmites bioestratigrficos : son considerados superfcies de tiempo geolgico bastante precisos y confiables, ya que

las biozonaciones se han calibrado con edades absolutas (paleomagnetismo y radiometra). A pesar de que su

aplicacin y resolucin vara en extensin geogrfica y por cambios en los paleoambientes depositacionales

(cuencas particulares, inter cuencas o inter continentes), los lmites bioestratigrficos de edad se mantienen como

el mejor mtodo que tenemos para trabajar con el tiempo geolgico a nivel de superficie y de subsuelo.

Superficies diacrnicas : son lmites fsicos continuos que cruzan y son esencialmente independientes de los lmites

estratigrficos. No son superficies estratigrficas. Incluyen: contactos de fluidos, permafrost, capas de hidratos de

gas, trazas de fallas de bajo ngulo, diques igneos de bajo ngulo, lmites diagenticos, etc.


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

ONLAP ONLAP DE VALLE INCISO

TRUNCAMIENTO EROSIONAL EROSIN DE VALLE

TOPLAP DOWNLAP

DOWNLAP TRUNCAMIENTO APARENTE

Fig. 3.13. Superficies de discontinuidades estratigrficas . Los onlap, downlap, toplap y los

truncamientos aparentes son superficies formadas por el acuamiento y adelgazamiento

depositacional de los estratos y no por erosin . (Modificado de Mitchum y Sangree, 1998)


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Fig. 3.14. Relaciones entre los estratos y los lmites superior (A) e inferior (B) de una

secuencia depositacional . El onlap y el downlap son acuamientos contra una

superficie basal . (Tomado de Mitchum et al., 1977).


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Tipos de terminaciones ssmicas de estratos

Solapamiento u : relacin geomtrica de estratos inicialmente horizontales que

se acuan sobre una superficie inclinada (Fig. 3.15, 3.16, 3.17). Puede tambin definirse

para un paquete de estratos inicialmente inclinados que se acuan contra una superficie

de mayor inclinacin inicial..

Downlap (cua de progradacin) : Relacin geomtrica en la cual estratos inicialmente

inclinados hacia la cuenca, terminan contra capas inicialmente horizontales o de menor

inclinacin. Tambin suele describirse como gracias a la geometra

progradante de las superficies depositacionales (Fig. 3.15, 3.18, 3.19)..

Toplap (cua crestal) : Relacin geomtrica que enfatiza la terminacin de estratos

inclinados contra superficies suprayacentes menos inclinadas. Esta geometra se debe a

no depositacin o a erosin muy leve (Fig.3.15, 3.20, 3.21)..

Truncamiento : terminacin de estratos o reflectores ssmicos inclinados contra una

superficie discordante, situacin que permite delimitar el tope de una secuencia de

depsitos. Esta geometra se debe a importantes etapas de erosin (Fig. 3.15, 3.22, 3.23)..

Truncamiento aparente : relacin geomtrica de las terminaciones de los estratos o

reflectores ssmicos interpretados, del sistema transgresivo y los de nivel alto. La

retrogradacin de las parasecuencias refleja una geometra de truncamiento aparente, la

cual nunca debe interpretarse como una erosin. Esta geometra es usualmente

reconocida en los perfiles ssmicos por debajo de la superficie basal de progradacin, la

cual delimita la mxima transgresin marina (Fig.3.15)..


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Fig . 3.15. Esquemas diagramticos mostrando las terminaciones estratigrficas de reflexiones ssmicas dentro de una

secuencia idealizada . (A) muestra una secuencia sencilla (Mitchum et al., 1977); (B) muestra por lo menos dos secuencias y

mayor complejidad de relaciones estratigrficas (Vail et al., 1987)

A.

B.


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Fig . 3.16. Patrones de reflexin ssmica discordantes hacia la base en forma de Onlap o Solapamiento .

(Tomado de Bally, 1987)


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Fig . 3.17. Patrones de reflexin ssmica discordantes hacia la base. Los casos (a) y (b) son

solapamientos (onlaps) . La segunda seccin de cada pareja muestra la interpretacin . Tomado de

Mitchum et al., 1977


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Fig . 3.18. Patrones de reflexin ssmica discordantes hacia la base en forma de Downlap . (Tomado de

Bally, 1987)


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Fig . 3.19. Patrones de reflexin ssmica discordantes hacia la base. Los casos (c) y (d) son downlaps . La segunda

seccin de cada pareja muestra la interpretacin . Tomado de Mitchum et al., 1977.


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Junio 2008

Fig . 3.20. Patrones de reflexin ssmica discordantes hacia la base en forma de Toplap . (Tomado de

Bally, 1987)


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Fig . 3.21. Patrones de refleccin ssmica discordantes hacia el tope . Los casos (c) y (d) son

toplaps . La segunda seccin de cada pareja muestra la interpretacin .

Tomado de Mitchum et al., 1977)


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Fig . 3.22. Ejemplos de lneas ssimicas mostrando patrones de reflexin ssmica discordantes

hacia el tope indicando la presencia de Truncamiento Erosional . A la izquierda un caso comn de

truncamiento erosional y a la derecha un caso de truncamiento erosional por socavamiento .

(Tomado de Bally, 1987)


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Fig. 3.23. Patrones de refleccin ssmica discordantes hacia el tope . Los casos (a) y (b) son truncamientos

erosionales . La segunda seccin de cada pareja muestra la interpretacin . Tomado de Mitchum et al., 1977)


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008


LMITES DE SECUENCIAS ESTRATIGRFICAS

Un lmite de secuencia es una discontinuidad y sus superficies correlativas, las cuales son contnuas

lateralmente, como una superficie que cubre una parte o la cuenca entera y puede ocurrir

sincrnicamente en varias cuencas alrededor del mundo (Fig. 3.24).

Representa una superficie cronoestratigrficamente significativa. En general, los estratos que estn

por encima de ese lmite no tienen relaciones fsicas temporales con las rocas que se encuentran por

debajo.

Sobre la cuenca los lmites de secuencia consisten de discontinuidades formadas por exposicin

subarea y erosin fluvial durante una cada del nivel del mar.

Hacia la cuenca, esas discontinuidades se tornan superficies concordantes, aunque la erosin

submarina puede ocurrir en lmites de secuencia sobre el talud.

Los lmites de secuencia siempre estn asociados con el mximo desarrollo de areniscas, tanto en la

plataforma como en la cuenca (Allen, 1991).

En ncleos de pozo y afloramientos, generalmente se ubican en cambios bruscos de litologa y en

superficies que separan dos modos depositacionales (Cramez y Audemard, 1990).

En perfiles ssmicos los patrones de las terminaciones de las reflexiones definidas por los onlaps,

downlaps, toplaps y truncamientos erosionales, son los indicadores de discontinuidades y de los lmites

de secuencias (Fig. 3.24, 3.25).

RECONOCIMIENTO DE DISCONTINUIDADES ESTRATIGRFICAS

La ESTRATIGRAFIA DE SECUENCIAS comprenden dos tipos de discontinuidades

estratigrficas:

lmites de secuencia

superficies de mxima inundacin

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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Fig. 3.24. Ejemplo de una seccin ssmica costa afuera de Africa noroccidental mostrando las secuencias definidas por las reflexiones

ssmicas. Los patrones de las terminaciones de las reflexiones determinan los onlaps, downlaps, truncamientos y toplaps de los

estratos en los lmites de secuencias. Los lmites de secuencias se muestran en lneas negras. Las flechas sealan las terminaciones

de onlap, downlap, toplap y truncamiento, los cuales sirven para reconocer los lmites de secuencias. (Tomado de Mitchum et

al.,1977)


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Fig. 3.25. Relacin estratigrfica y significado cronoestratigrfico de los patrones de terminaciones de reflexiones ssmicas. En una

seccin ssmica los patrones de las terminaciones de las reflexiones definidas por los onlaps, downlaps, toplaps y truncamientos

erosionales, son indicadores de discontinuidades estratigrficas y de los lmites de secuencias. (Tomado de Mitchum et al.,1977)


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008


Perodos de no depositacin

Los hiatus por no depositacin estn asociados a superficies que delimitan la

depositacin de estratos: a) cuas de agradacin (por onlap), b) superficies basales de

progradacin (por downlap), c) cuas crestales (por toplap). Es decir que indica un

intervalo de tiempo geolgico durante el cual no se deposit ningn estrato sobre

la superficie de depositacin .

Periodos de baja tasa de sedimentacin

Constituyen ejemplos extremos de superficies concordantes separadoras de estratos,

a lo largo de las cuales se observa sedimentacin continua sin evidencias de erosin y

por consiguiente, de hiatus.

La superficie de discontinuidad recibe el nombre de paraconformidad

Los depsitos condensados y los hard grounds son los ejemplos ms ilustrativos (Fig.

3.26)

HIATUS DEPOSITACIONAL

Un hiatus se puede considerar como una superficie de no depositacin, o de espesor

extremadamente restringido, asociada a una discontinuidad entre sistemas

sedimentarios diferentes. La superficie de este tipo que mejor se conoce es la superficie

basal de progradacin, que separa el sistema transgresivo de un sistema regresivo.

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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Fig . 3.26. Diagrama resumen donde se muestra la relacin entre superficies de no

sedimentacin, facies nodulosas incipientes y verdaderos . (Tomado de

Corrales et al., 1977)


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008


DISCORDANCIAS

La discordancia es una superficie geolgica indicativa de una exposicin subarea durante un

considerable intervalo de tiempo. Se caracteriza por presentar truncamientos erosivos y un hiatus

importante. De este concepto se excluyen las superficies de erosin tenue asociadas a hiatus de muy

corta duracin (ej.: los lmites de parasecuencias). Tambin se excluyen a todos aquellos procesos

geolgicos que involucran sincronismo entre erosin y depositacin a muy corta distancia, como el

caso de las barras de meandro.

Para el caso de su estudio e impacto en estratigrafa ssmica y secuencial, las discordancias ms

importantes son:

Discordancias Tipo 1 : Lmite de Secuencia Tipo 1 (Fig . 3.27 A)

Resultan de la exposicin total de la plataforma y parte del talud continental, cuando la tasa de

descenso del nivel eusttico del mar es mayor que la tasa de subsidencia, produciendo entonces que

la lnea de costa se desplace hacia la cuenca hasta su nueva posicin ms abajo del quiebre de la

plataforma-talud. El rea expuesta es erosionada y los sistemas fluviales se encajan en la planicie

costera y en la plataforma, originando valles incisos. Hacia las partes profundas de la cuenca o donde

la erosin no tuvo efectos, estas discordancias pasan lateralmente a superficies concordantes

correlativas (Fig. 3.28)..

Discordancias Tipo 2 : Lmite de Secuencia Tipo 2 (Fig . 3.27 B)

Resultan de la exposicin parcial de la plataforma. Se caracteriza por un desplazamiento de las facies

litorales hacia el borde de la plataforma, sin llegar a su borde. Esto ocasiona una reduccin apreciable

del rea de exposicin subarea sometida al rejuvenecimiento de los cursos fluviales. Tambin se

desarrolla cuando la tasa de descenso del nivel eusttico es mayor que la tasa de subsidencia. Hacia

el borde de la plataforma o donde la erosin no tuvo efectos, estas discordancias pasan lateralmente a

superficies concordantes correlativas (Fig. 3.28)..

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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008


Fig. 3.27. Bloques esquemticos mostrando la formacin y ubicacin de una discordancia Tipo 1 (A) y una discordancia Tipo

2 (B). Ambas superficies de discontinuidad estratigrfica son a la vez lmites de secuencia Tipo 1 y Tipo 2, respectivamente

(Modificado de Vail y Wornardt, 1993)

(A) (B)

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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Arriba (1a). Seccin estratigrfica generalizada

de una secuencia. Los lmites definidos por las

superficies A y B pasan lateralmente de

discordancias a superficies concordantes

correlativas. Los estratos 1 al 25 pueden estar

en sucesin continua o interrumpidos por

discordancias y hiatos, dependiendo del lugar

donde se mire.

Abajo . Seccin cronoestratigrfica

generalizada de la secuencia mostrada arriba

(tiempo geolgico en eje de ordenadas) . Los

intervalos de tiempo geolgico para cada

estrato son iguales. Los intervalos de tiempo de

la secuencia entre las superficies A y B vara de

un lugar a otro, pero la variacin est confinada

dentro de lmites sincrnicos. Esos lmites se

determinaron por aquellas partes donde los

lmites de la secuencia son concordantes. Aqu

los lmites ocurren al comienzo del estrato 11 y

el final del estrato 19. Un secrn se define

como el mximo intervalo de tiempo de una

secuencia.

Fig. 3.28. Relaciones cronoestratigrficas de los lmites de una secuencia depositacional (Modificado de

Mitchum et al. , 1977)


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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008


SECCION CONDENSADA

Consiste en un delgado intervalo cronoestratigrfico, compuesto por sedimentos marinos pelgicos y

hemipelgicos con muy poca influencia terrgena, depositados a una tasa de aporte de sedimentos

extremadamente baja sobre la plataforma, el talud y el plano abisal, durante un perodo de mximo aumento del

nivel relativo del mar y una mxima transgresin de la lnea de costa. Estas secciones se caracterizan por sus

abundantes minerales autignicos y amplia diversidad de fsiles planctnicos. La superficie de mxima inundacin

dentro de una seccin condensada provee la correlacin cronoestratigrfica entre los sedimentos de la plataforma

y el talud (Fig. 3.29).

SUPERFICIE DE MXIMA INUNDACION (mfs)

Es la superficie que separa los sistemas transgresivos y los de nivel alto. Representa la facies de mxima

transgresin marina dentro de una secuencia y siempre estn asociadas a depsitos de lutitas inclinadas hacia la

cuenca. Tiene una superficie correlativa en la planicie costera y otra en la plataforma y cuenca profunda. Esta

superficie siempre est fosilizada por una superficie basal de progradacin.

La superficie de mxima inundacin se reconoce fcilmente en la plataforma porque forma downlap en la base del

sistema de nivel alto, mientras que hacia la cuenca profunda es muy difcil de identificar porque se confunde con

otras terminaciones de downlap (Fig. 3.29)..

SUPERFICIE DE INUNDACION (sf)

Es una superficie que indica hundimiento o profundizacin abrupta del agua. El hundimiento est comunmente

asociado a una ligera erosin submarina debido a la accin de las olas. Una superficie de inundacin no se halla

fosilizada por una superficie de progradacin, excepto en el caso de que esta coincida con un lmite de secuencia

(Cramez y Audemard, 1990)

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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Fig. 3.29. Diagrama esquemtico mostrando la ubicacin y las caractersticas de la seccin

condensada y la superficie de mxima inundacin (mfs). (Tomado de Vail y Wornardt ,1993).

3


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ESTRATIGRAFIA DE SECUENCIASEstratigrafa Ssmica

Junio 2008

Fig.3.30. Formacin de una superficie de enravinamiento sobre una lnea de costa de fuerte oleaje, durante un

ascenso del nivel relativo del mar. Si la erosin del oleaje es importante, se puede interrumpir la continuidad lateral

del potencial reservorio . (Tomado de Allen, 1997)

Superficie de enravinamiento

Es una superficie diacrnica erosiva, subacutica, asociada a la erosin que se produce en la lnea de costa y reas

cercanas, cuando se produce un ascenso del nivel relativo del mar. Esta superficie se mueve paralela a la lnea de costa y

literalmente los depsitos costeros preexistentes . Las crcavas y horadaciones as formadas, son rellenadas con

sedimentos arenosos reciclados durante el ascenso del mar. Usualmente los sedimentos erosionados tamao limo o

arcilla son transportados y redepositados hacia la cuenca . Las superficies de enravinamiento son comunmente atribuidas

al movimiento transgresivo de la porcin hacia tierra firme de los Sistemas Encadenados Transgresivos (ver Fig .3.30).

97

4. FACIES SSMICAS

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FACIES SISMICASEstratigrafa Ssmica

Junio 2008

FACIES SISMICAS

Facies Ssmicas : es el conjunto de propiedades

fsicas observables en un perfil ssmico para un

estrato o conjunto de estratos.

El anlisis de facies ssmicas se basa en el estudio

de atributos ssmicos, que son parmetros

calculados a partir de la informacin contenida en la

traza ssmica. Desde su comienzo a principios de la

dcada de 1970, la aplicacin de los atributos

ssmicos ha sido validada como una herramienta

analtica para prediccin litolgica en caracterizacin

de yacimientos.

Las propiedades a destacar son: la configuracin

interna de los reflectores, la continuidad, la amplitud,

la frecuencia y la velocidad del intervalo (Tabla 4.1).

El anlisis de facies ssmicas es la descripcin e

interpretacin geolgica de estos parmetros de

reflexin ssmica. De esta manera representa una

poderosa tcnica cualitativa para el anlisis

estratigrfico de los datos ssmicos tanto en la

exploracin de hidrocarburos como en la

caracterizacin de yacimientos (Fig. 4.1).

Fig. 4.1. En la Figura mostrada se

diferencian tres tipos de facies ssmicas en

funcin de la geometra de los reflectores

ssmicos (modificado de Vera,1984)

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FACIES SISMICASEstratigrafa Ssmica

Junio 2008

La configuracin de reflexin revela patrones de

espesor, con lo que se puede interpretar procesos

depositacionales y erosin. Las reflexiones en

contactos de fluidos pueden ser identificadas.

La continuidad de reflexin est asociada con la

homogeneidad de los estratos.

La amplitud de reflexin contiene informacin de

los contrastes de impedancia de las interfaces y el

espaciamiento entre ellas; tambin puede predecir

cambios laterales.

La frecuencia se relaciona a factores geolgicos

como el espaciamiento de reflectores, cambios

laterales en la velocidad intervlica y presencia de

gas.

Grupos de estos parmetros en mapas de facies

ssmicas permiten la interpretacin en trminos de

ambientes depositacionales, fuente de sedimentos

y configuracin geolgica.

Para poder asociar una interpretacin geolgica y

depositacional de los parmetros de reflexin ss-

mica, se debe realizar dos pasos claves (West,

2002):

1) Clasificacin: se defininen las facies ssmicas,

su extensin lateral y vertical.

2) Interpretacin: anlisis de las asociaciones

laterales/verticales, modelos de mapas y

calibracin con pozos.

Las facies ssmicas estn controladas por las

litofacies de los materiales y sobre todo por la

geometra de la estratificacin.

El volumen ocupado por una misma facies ssmica

se denomina Unidad Litossmica o Unidad de

facies ssmicas .

100

Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

FACIES SISMICAS

Reflexin Ssmica

La reflexin ssmica se genera por las diferencias elsticas y acsticas existentes entre los estratos,

conocidas como impedancia acstica.

La impedancia acstica es una propiedad fsica que determina los coeficientes de reflexin con

incidencia normal a travs de su contraste, y es expresada como la densidad multiplicada por la

velocidad ssmica de la onda P del medio.

Esta propiedad es de gran importancia en los mtodos ssmicos, ya que la reflexin de una onda se

produce en interfases que separan dos medios con diferentes impedancias acstica.

La interaccin entre estos coeficientes de reflexin de las rocas y la seal emitida a travs de stas

por una fuente de energa, da como resultado una traza ssmica (Fig. 4.2)..

La respuesta de las amplitudes en las trazas ssmicas vara con los cambios de impedancia

acstica, que son reflejados por ejemplo en cambios en la litologa.

Para poder relacionar estos cambios en los valores de los parmetros de la traza ssmica con las

variaciones de litologa, se ha desarrollado el estudio de atributos ssmicos, que junto con el anlisis

de facies ssmicas tienen por objetivo ser una poderosa herramienta para la caracterizacin

estratigrfica y estructural de cuencas sedimentarias.

101

Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Fig. 4.2. Relacin entre la geologa, la impedancia acstica y la traza ssmica

(Modificado de Mitchum y Sangree, 1998)

FACIES SISMICAS

102

FACIES SISMICAS

En geofsica, los atributos ssmicos son medidas de las caractersticas geomtricas,cinemticas, dinmicas y estticas de la informacin total contenida en los datos ssmicos.Estas medidas estn usualmente basadas en medidas de amplitud y frecuencia (Tabla 4.1)

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

El objetivo de un estudio cuantitativo es hacer predicciones numricas de las propiedades delsubsuelo de inters a travs de la ssmica.

En un anlisis cualitativo, la finalidad es encontrar estructuras que comparten caractersticassimilares; este estudio provee informacin de la geometra y de la distribucin de laspropiedades fsicas de los estratos, tales como porosidad, litologa, espesor de capa, etc.

Mediante la geometra y las propiedades fsicas de los estratos, se puede extraer la mayorinformacin de los datos ssmicos y utilizarlos para interpretar las caractersticas estructurales,estratigrficas y litolgicas del subsuelo. Por tal motivo, es de suma importancia realizar unacalibracin con registros de pozos e informacin del yacimiento para as justificar cualquiercorrelacin entre atributos ssmicos y geologa (Ver Tablas 4.4, 4.5 y 4.6 al final delcaptulo ).

Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

ATRIBUTOS SISMICOS

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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

Atributos ms utilizados en la interpretacin geolgica de facies ssmicas

Amplitud : es una funcin de la impedancia acstica y puede correlacionarse directamente

con la geologa. Contiene informacin de los contrastes de impedancia de las interfases y el

espaciamiento entre ellas. Tambin puede predecir cambios laterales de litologa. La

respuesta de las amplitudes en las trazas ssmicas vara con los cambios de impedancia

acstica, que son reflejados por ejemplo en cambios en la litologa. Sin embargo, un mismo

valor de amplitud puede ser producido por litologas distintas, por lo que no es suficiente para

discriminar estas diferencias litolgicas.

Continuidad : es la propiedad por la cual un evento o pulso ssmico puede ser reconocido en

trazas sucesivas. Estos pulsos repetidos crean alineaciones que dan la caracterstica de

continuidad a lo largo de las secciones ssmicas. La continuidad de reflexin est asociada

con la homogeneidad de los estratos.

Velocidad Intervlica (Vi): es la relacin entre el espesor de una capa en particular y el

tiempo que tarda la onda en viajar desde el tope de la capa hasta su base . Su relacin

con la densidad del intervalo rocoso puede suministrar informacin acerca de la composicin

litolgica (Tabla 4.2; Fig. 4.3)

Frecuencia : se relaciona a factores geolgicos como el espaciamiento entre reflectores,

cambios laterales de velocidad intervlica y presencia de gas.

FACIES SISMICAS

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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

FACIES SISMICAS

Parmetros de las facies

smicas

Interpretacin geolgica

Configuracin de la reflexin Patrones de estratificacin

Procesos depositacionales

Erosin y paleotopografa

Contactos de fludos

Continuidad de reflexin Continuidad de la estratificacin

Procesos depositacionales

Amplitud de reflexin Contraste de velocidad densidad

Espaciamiento entre capas

Contenido de fludo

Frecuencia de reflexin Espesor de capas

Contenido de fludo

Velocidad intervlica Estimacin de litologa (Tabla 4.2)

Estimacin de porosidad

Contenido de fludo

Forma externa o geometra y

asociacin areal de las

unidades de facies ssmicas

Espesor de facies / ambiente sedimentario

Fuente de sedimentos

Configuracin geolgica

Tabla 4.1. Parmetros de las facies ssmicas y su significado geolgico

(Modificado de Mitchum et al., 1977)

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Estratigrafa Ssmica

Junio 2008

FACIES SISMICAS

TABLA 4.2. ALGUNAS RELACIONES VELOCIDAD - DENSIDAD CON LA LITOLOGIA

LITOLOGIA VELOCIDADES MAS ALTAS VELOCIDADES MAS BAJAS DENSIDADES

LUTITAS ENTERRAMIENTO PROFUNDO ENTERRAMIENTO SOMERO AUMENTA CON EL ENTERRAMIENTO

RICA EN LIMO PURA ARCILLA AUMENTA CON EL CONTENIDO DE LIMO

EQUILIBRIO HIDROSTTICO PRESION DE FLUIDO ANORMAL DISMINUYE CON PRESION ANORMAL

CONTENIDO CALCAREO (MARGAS) PURA ARCILLA AUMENTA CON EL CONTENIDO CALCAREO

ARENISCAS POROSIDAD BAJA POROSIDAD ALTA DISMINUYE CON LA POROSIDAD

(ESPECIALMENTE EN ARENISCAS

POBREMENTE ESCOGIDAS)

ENTERRAMIENTO PROFUNDO ENTERRAMIENTO SOMERO AUMENTA CON EL ENTERRAMIENTO

ESCOGIMIENTO POBRE ESCOGIMIENTO BUENO

CEMENTADA CON SILICE O CARBONATOS SIN CEMENTO AUMENTA CON LA CEMENTACION

ALTO CONTENIDO DE FELDESPATOS SOLO GRANOS DE CUARZO

RICA EN LIMO UNICAMENTE GRANOS TAMAO ARENA

SATURADA DE AGUA SATURADA DE GAS DISMINUYE CON LA SATURACION DE GAS

SATURADA DE AGUA SATURADA DE ACEITE (LIGERAMENTE)DISMINUYE (LIGERAMENTE) CON LA

SATURACION DE ACEITE

LIMOLITAS UNICAMENTE TAMAO LIMO RICA EN ARCILLA

RICA EN ARENA UNICAMENTE TAMAO LIMO

SATURADA DE AGUA SATURADA DE GAS

ENTERRAMIENTO PROFUNDO ENTERRAMIENTO SOMERO AUMENTA CON EL ENTERRAMIENTO

(Modificado de Mitchum y Sangree, 1998)

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FACIES SISMICAS

Fig. 4.3. Diagrama para estimacin de litologas en funcin de la Velocidad de Intervalo y la profundidad

en subsuelo (Tomado de Mitchum y Sangre, 1998)

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Estratigrafa Ssmica

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Fig. 4.4. Configuraciones de reflexiones ssmicas: paralela (plana y ondulada), subparalela y

divergente (Tomado de Mitchum et al. , 1977).

FACIES SISMICAS

CONFIGURACIONES DE REFLEXIONES SSMICAS

La configuracin de reflexin revela patrones de espesor, con lo que se puede interpretar procesos

depositacionales y erosin (Fig.4.4; 4.5, 4.6, 4.7 y Tabla 4.7).

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Estratigrafa Ssmica

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Fig .4.5. Configuraciones de reflexiones ssmicas paralelas y subparalelas : (a) es una configuracin paralela con buena

continuidad y alta a media amplitud ; (b) es una configuracin subparalela con buena y a media continuidad y alta a

media amplitud . (Tomado de Mitchum et al., 1977)

FACIES SISMICAS

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Estratigrafa Ssmica

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Fig . 4.6. Configuraciones de reflexiones ssmicas divergentes : (c) y (d) presentan engrosamiento de los ciclos de

reflexin individuales en direccin de la divergencia . En direccin del adelgazamiento no se distinguen terminaciones

sistemticas . (Tomado de Mitchum et al., 1977)

FACIES SISMICAS

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Es

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