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REPUBLICA BOLIVARIANA DE VENEZUELA LA UNIVERSIDAD DEL ZULIA FACULTAD DE INGENIERÍA DIVISIÓN DE POSTGRADO
PROGRAMA DE POSTGRADO EN GEOLOGIA PETROLERA.
ANÁLISIS DE LAS LUTITAS PRESENTES EN LAS CAPAS PRODUCTORAS DEL YACIMIENTO BACH-02,
DEL CAMPO BACHAQUERO
Trabajo de Grado presentado ante la Ilustre Universidad del Zulia
para optar al Grado Académico de
MAGÍSTER SCIENTIARUM EN GEOLOGÍA PETROLERA
Autor: Alexis Alfredo Carrillo Berbesí Tutor: Dr. Giuseppe Malandrino
Maracaibo, abril de 2011
Carrillo Berbesí, Alexis Alfredo. Análisis de las lutitas presentes en las capas productoras del Yacimiento BACH-02, del Campo Bachaquero. (2011). Trabajo de Grado. La Universidad del Zulia. Facultad de Ingeniería. División de Postgrado. Maracaibo, Venezuela. 133 p. Tutor: Dr. Giuseppe Malandrino.
RESUMEN El Yacimiento BACH-02 del Miembro Santa Bárbara de la Formación La Rosa ,y los Miembros Laguna
y Bachaquero, de la Formación Lagunillas, de edad Mioceno, específicamente en el área Noreste del
Campo Bachaquero, representa una de las acumulaciones más importantes de petróleo pesado en el
Occidente de Venezuela. Fue descubierto en 1938, pero su explotación comercial comenzó en 1947, y
para Diciembre 2010 se han producido 1841,44 MMBls. de petróleo, 1124 MMMPC de gas y 470 MMbls.
de agua, tiene un área aproximada de 490 kms. Cuadrados, y la gravedad promedio de crudo es de 15°
API. Las reservas están en el orden de: 1815,898 1815.898 MMPC, y POES 9079,5 MMBLS. El proyecto
forma parte de un plan de explotación de la Unidad de Producción Bachaquero Lago, que involucra al
Yacimiento BACH-02, ubicado al Noreste del Campo Bachaquero, Estado Zulia, el cual está activo a
partir del año 1947, con 343 pozos activos y 811 inactivos, 34 pozos inyectores activos y 78 inyectores
inactivos (2010), y para la fecha existen 2029 pozos perforados en dicho yacimiento. Para ello, el Estudio
Mineralógico de las lutitas presentes en las capas productoras del Yacimiento BACH-02, ubicadas en el
Miembro Santa Bárbara de la Formación La Rosa, y los Miembros Laguna y Bachaquero, de La
Formación Lagunillas, en el área noreste del campo Bachaquero, mediante la identificación de minerales
a partir de los registros especiales de Gamma Ray Espectral y los Análisis de los registros DRX, entre los
diferentes pozos del área, sería de máximo interés para conocer en detalle los tipos de arcillas presentes
en dicho yacimiento para predecir su comportamiento, como movilización o hidratación en el caso de
recuperaciones secundarias, terciarias, y/o fracturamientos.
Palabras Clave: Gamma Ray Espectral, DRX, Minerales, Yacimiento, Formaciones
E-mail del Autor: [email protected], [email protected]
Carrillo Berbesí, Alexis Alfredo. Analysis of shales present In the production layers of BACH-02
reservoir, Bachaquero field (2011). Trabajo de Grado. La Universidad del Zulia. Facultad de Ingeniería. División de Postgrado. Maracaibo, Estado Zulia, Venezuela. 133 p. Tutor: Dr. Giuseppe Malandrino.
ABSTRACT
The BACH-02 Reservoir of Santa Bárbara Member, La Rosa Formation, and Laguna and Bachaquero
members, of Lagunillas formation, of Miocene age, specifically on the Northeastern of Bachaquero´s Field
area, representing one of the most important accumulations of heavy petroleum in the Western side of
Venezuela. It was discovered in 1938, but its commercial exploitation began in 1947, and up to December
2010; 1841.44 MMBls of petroleum, have been produced: 1124 MMMPC of gas and 470 MMbls. of water.
The reservoir has an approximate area of 490 Squared kms., and the crude oil average gravity is 15°
API. Reserves are of the following order: 1815,898 1815.898 MMPC, and POES 9079,5 MMBLS. The
project is part of an exploitation plan of Bachaquero Lake´s Production Unit, that involves BACH-02
Reservoir, located Northeast of Bachaquero Field, Zulia State, which has been active since 1947, with
343 active wells and 811 inactive wells, 34 active injector wells and 78 inactive injectors (2010), and up-to-
date, there are 2029 wells perforated in this reservoir. Furthermore, the Mineralogical Study of shales,
being present in the production layers of BACH-02 Reservoir, located in the Santa Bárbara member, La
Rosa Formation, and Laguna and Bachaquero members, of Lagunillas formation, of Miocene age,
specifically in the Northeastern area of Bachaquero Field: Thru the identification of minerals by Spectral
Gamma Ray and the analyses of RDX, among different wells of this area, it would be of maximum
interest knowing in detail the types of clays being present in this reservoir; in order to predict its behavior,
such as, mobilizating or moisturizing in case of doing: tertiary or secondary recoveries, and/or fracturings.
Key Words: Spectral Gamma Ray, DRX, Minerals, Reservoir, Formations
Author´s e-mail: [email protected], [email protected]
DEDICATORIA
En primer lugar, doy gracias al Señor Soberano del Universo, Jehová Dios, por darme la
oportunidad de continuar con un escalafón más en mi vida profesional a través de la incursión en este
programa de postgrado, y por darme fuerza y esperanza para alcanzar esta meta propuesta.
A mi padre, Jaime Celestino Carrillo Joven, aunque ausente físicamente, sus alentadores y
oportunos consejos se han quedado en mi mente, agradeciéndole eternamente a Dios, por haberme
galardonado con tan maravillosa persona como usted papá; y a mi madre, María Gabriela Berbesí, por
su cariño, afecto y comprensión en cada etapa de mi vida; mujer trabajadora e incansable, tenaz y
persistente en ayudarme a conseguir mis objetivos. A ambos mis mas infinitos agradecimientos por
haberme guiado por un sendero lleno de amor, paz y prosperidad. Dios lo continúe bendiciendo por
siempre.
A mi tía, María Dolores Berbesí, la mejor tía en el mundo que he tenido, mantendré siempre en mi
mente tus más cálidos recuerdos, en los momentos más críticos de nuestra infancia estuvistes presente;
siempre extendiendo tu mano de buenos deseos y presta a ayudar en cada situación apremiante, te
quiero para toda la vida. Estoy seguro que Dios, te ha reservado un lugar privilegiado para la
resurrección.
A mis hermanos y hermanas, Jaime Orlando Carrillo Berbesí, Edgar Rafael Carrillo Berbesí,
Leonel José Carrillo Berbesí, Zulay Margarita Carrillo Berbesí, Eddie Antonio Carrillo Berbesí, y
Zulibeth Josefina Berbesí, por brindarme siempre su acostumbrado apoyo moral desde mi infancia,
dedico este grado profesional de mi vida a todos y cada uno de ustedes; siempre han sido consecuentes
con mis ideas y metas, y es por ello que les agradezco cada uno de sus gestos de buena voluntad y por
compartir momentos inolvidables y hermosos.
A mi esposa, Yennifer María Carrillo, por su apoyo incondicional, y por ser consecuente conmigo en
el mismo momento que inicié el postgrado. A Dios, doy gracias todos los días por tener una esposa como
ella. Incontables son los sacrificios de su parte para que yo continuara adelante con mis estudios, a ella
especialmente dedico este esfuerzo en lograr obtener este título significativo en mi vida profesional y
personal.
A mi hijo, Gerardo Gabriel Carrillo Carrillo, por haber nacido en un momento crucial durante mi
escolaridad en el postgrado, me distes un aliento de esperanza, de firmeza, de un nuevo aire para
impulsar mis ganas de continuar con el postgrado hasta la última asignatura. Continúa tu apoyo en
sentido de fuerzas para presentar mi tesis de grado y para obtener este título, tan importante en mi vida,
de gran significación, y dedico a ti también hermoso hijo este gran logro.
AGRADECIMIENTOS
A la Universidad del Zulia, por brindarme la oportunidad de ingresar a tan prestigiosa institución de
ámbito nacional e internacional, y a todas aquellas personas que forman parte de su equipo de trabajo
diario, para que nuestras actividades se desarrollen a plenitud.
A la Gerencia de Estudios Integrados Unidad de Explotación Bachaquero Lago, Distrito
Lagunillas (PDVSA–Occidente), por darme la oportunidad de cumplir con este requisito necesario para
obtener el título de Magíster Scientarium en Geología Petrolera.
A los compañeros, PDVSA Occidente, Ing. Martha Cuevas, e Ing. Lenin Valero, por darme la
oportunidad de cumplir esta meta en mi carrera universitaria, por compartir sus conocimientos y
experiencia profesional, pero gracias por brindarme confianza y apoyo en cada momento de esta etapa
de estudio. Un especial agradecimiento al Ing. Freddy Romero, por sus recomendaciones personales y
profesionales que me permitió continuar con mi post-grado.
A mi tutor académico, Profesor: Giuseppe Malandrino, por brindar su consejo y experiencia en esta
etapa culminante de mis estudios a este nivel, por sus conocimientos y transferencia de los mismos a
nosotros los estudiantes . Así como también, agradezco al Profesor: Marcos Escobar, por su gran
paciencia en discernir la información solicitada, y el apoyo con mis estudios; de igual manera, al
Profesor: Eglith Luzardo, por su afinada labor pedagógica, y por último pero no menos importante al
Profesor: Américo Perozo, por su manera amena, y veraz de ilustrar situaciones para transmitir
conocimientos.
TABLA DE CONTENIDO
Página
RESUMEN……..…………………………………………………………………………………...……. 3 ABSTRACT………….…………………………………………………………………………………… 4 DEDICATORIA…………………………………………………………………………………………... 5 AGRADECIMIENTOS……………………………………………………………………...………….... 7 TABLA DE CONTENIDO………………………………………………………………..……………... 8 LISTAS DE FIGURAS…………………………………………………………………………..………. 10 LISTAS DE TABLAS………………………………………………………………………………...….. 13 INTRODUCCIÓN…………………………………………………………………………………...…… 14
CAPÍTULO I. PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA………………………………………...……… 16
1.1 Situación objeto de estudio……………………………………………………………………….. 16 1.2 Objetivos…………………………………………………………………………………...……….. 16 1.2.1 Objetivo general……………………………………..…………………………………...... 16 1.2.2 Objetivos específicos ..……………………………..…………………………..……….... 17 1.3 Justificación de la investigación………………………………………………………………….. 17 1.4 Antecedentes....………………………………………….……………………………….………… 17 1.5 Viabilidad de la investigación…………………………….……………………………………….. 17
CAPÍTULO II. MARCO GEOLÓGICO…………………………………………………….………….. 18
2.1 Ubicación geográfica del área…………..…………………………………………………….….. 18 2.2 Características físicas y naturales……………………………….……………………….………. 19 2.3 Geología Regional y/o local……………………………………………………………..….……. 20 2.3.1 Geología Regional………..…………………………………...…………………….……… 20 2.3.1.1 Origen y evolución de la cuenca de Maracaibo…………..…………….…….. 20 2.3.2 Marco estructural regional……………………………………………….…….…………... 36 2.3.3 Desarrollo estructural de la cuenca del lago de Maracaibo…………...……………... 36 2.3.4 Estratigrafía regional……………………………………….……………………………… 38 2.3.4.1 Cretácico…………………………………………………..………………...…….. 39 2.3.4.2 Terciario…………………………..………………………………………………... 39 2.3.5 Geología Local……...………………………………….………………..………………….. 40 2.3.5.1 Geología estructural Local……………………..……………...………………… 40 2.3.6 Estratigrafía Local…………………………………….………….…………………………. 41 2.3.6.1 Formación la Rosa…………………………...……….………………………….. 41 2.3.6.2 Formación Lagunillas………………………..………..………………………….. 42 2.3.7 Caracterización sedimentológica…………………………….……………………………. 44
CAPÍTULO III. MARCO TEÓRICO………………………………………………..………………….. 46
3.1 Ambientes sedimentarios………………………………….………………………………………. 46 3.2 Núcleos……………………………………………………………………………………………… 46 3.2.1 Ventajas de las muestras de núcleos…………………….…….………………………… 47 3.3 Unidades sedimentarias…………………………………………………………………………... 48 3.4 Parámetros petrofísico………………………………………………….………………………... 48 3.4.1 Resistividad de la formación…………………………….………………………………… 48 3.4.2 Resistividad del agua de formación……………………...……………………………….. 48
3.4.3 Temperatura de la formación…………………………………....………………………… 49 3.4.4 Porosidad……………………………………………………….…..……………………….. 49 3.4.5 Factor de resistividad de formación…………………….…...……………………………. 52 3.4.6 Saturación………………………………………………….…..……………………………. 52 3.4.7 Permeabilidad…………………………………………..…………………………………... 53 3.5 Arcillosidad de las formaciones…………………………………………………………………... 54 3.5.1 Minerales de arcillas……………………………………………………...………………… 55 3.5.2 Tipos de minerales de arcillas y modo de ocurrencia en las arcillas……………..…... 57 3.5.2.1 Arcillas alogénicas………………………………………………………………... 57 3.5.2.1.1 Arcillas alogénicas sindepositacionales……………..…………….. 57 3.5.2.1.2 Arcillas alogénicas introducidas…………………………………….. 58 3.5.2.2 Arcillas Autigéncias……………………………………………………………….. 59 3.5.3 Criterios para distinguir arcillas autigénicas……………………..………………………. 60 3.5.3.1 Composición……………………………………………………………………….. 60 3.5.3.2 Morfología……………………………….…………………………………………. 61 3.5.3.3 Textura…………………………………….……………………………………….. 61 3.5.3.4 Distribución…………………………….…………………………………………... 62 3.5.3.5 Estructura……………………………….………………………………………….. 62 3.5.4 Principales características de los minerales de arcillas autigénicas más comunes… 63 3.5.4.1 Grupo esmectita…………………………………………….…………………….. 63 3.5.4.2 Grupo caolinita……………………………………..………………………….…... 65 3.5.4.3 Grupo illita……………………………………..…………………………………… 66 3.5.4.4 Grupo clorita…………………………..………………………………………….... 68 3.6 Ingeniería de reservorios………………………………………….………………………………. 70 3.7 Radioactividad natural de las rocas…………………………...…………………………………. 72 3.8 Registros de rayos gamma…………………………………………...……………..……………. 73 3.9 Perfil de espectroscopía de rayos gamma naturales………………………...………...………. 75
CAPÍTULO IV. MARCO METODOLÓGICO………………………………………...……………….. 78
4.1 Nivel de investigación…………………………………………..……………………………….…. 78 4.2 Diseño de la investigación……………………………………………………………………….... 78 4.3 Población y muestra….…………………………………….……………………………………… 78 4.4 Metodología de trabajo……..……………………………………………………………………... 79 4.5 Elaboración de los gráficos mineralógicos e histogramas…………………...……….……….. 80
CAPÍTULO V. PRESENTACIÓN DE RESULTADOS…………………………………...…………. 83
5.1 Resultados mineralogía de las arcillas del yacimiento BACH-02……………………...…....... 83 5.2 Potencial daño de Formación…………….………………………………...…...…………...…… 85 5.2.1 Migración de Finos y Arenamiento ……………………..……..…………………….…… 85 5.2.2 Invasión del lodo de Perforación ………………………….……..……………………..… 85 5.2.3 Hinchamiento de las Arcillas…………….………………..…..…………………………… 85 5.2.4 Minerales sensibles al Ácido ……..………………….………………….………………… 86 5.3 Distribución de Arcillas por unidades de producción y a nivel del pozo…………………..…. 89 5.4 Resumen del Yacimiento……..………………………………….……………………………...… 125 CONCLUSIONES………………………………………................................................................... 126 RECOMENDACIONES……………………………………………………………….………………… 127 REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS….........……………………………………….………………… 128 APENDICES……………………………...……………………………………………………………… 130
LISTA DE FIGURAS
Figura Página
1 Ubicación del área de estudio..………………………………………………… 18 2 Mapa de distribución de terrenos paleozoicos (alóctonos) al norte de
sudamérica…………………………………………………………………………....………. 20 3 Mapa de distribución de terrenos jurásicos en Venezuela…………………..….………. 21 4 Mapa paleogeográfico del triásico-jurásico en Venezuela
occidental..............…………………………………………………………………...………. 22 5 Evolución geotectónica de la cuenca de Maracaibo…………………………….………. 23 6 Distribución de facies sedimentarias dominantes durante el cretácico temprano al
oeste Venezolano………………………………………………………..…………………… 24 7 Distribución de facies sedimentarias dominantes durante el campaniense (cretácico
cardío) al oeste venezolano………………………………..………………….. 24 8 Distribución de facies sedimentarias dominantes durante el maastrichtiense…………. 25 9 Migración del frente de deformación del Caribe………………………..………………… 26 10 Paleografía de la secuencia depositacional durante el maestrichtiense tardío –
paleoceno temprano………………………………………………………………………… 27
11 Paleografía de la secuencia depositacional durante el paleoceno temprano – eoceno………………………………………………………………………………………….
29
12 Paleografía de la secuencia depositacional durante el eoceno medio…………………. 31 13 Mapa de las unidades que suprayacen a la discordancia posteocena………..……….. 33 14 Desarrollo de las grandes fallas transcurrentes del bloque de Maracaibo durante el
mioceno……………………………………………………….……………………………….. 34
15 Paleografía de la secuencia depositacional t-7, relacionada con la orogenia andiana (mioceno medio – pleistoceno)……………………………………..…………………….....
35
16 Mapa de ubicación del sistema regional de fallas en la cuenca de Maracaibo……….. 36 17 Columna estratigráfica para la costa oriental del lago…………………………………. 38 18 Secuencia estratigráfica local observada en un registro tipo del campo
Bachaquero………………………………………………..………………………………….. 43
19 Tipos de ambiente sedimentarios………..……………....………………………………... 46 20 Clasificación de núcleos……………………………………………………………………... 47 21 Empacamiento y porosidad de esferas……………….…………….……………………… 49 22 Modelo de porosidades en función de empaquetamiento ideal………….….....…….…. 50 23 Redondez y esfericidad de granos clásticos………………………………………………. 51 24 Modo de ocurrencia de los minerales de arcillas alogénicas en las areniscas……..…. 58 25 Modo de ocurrencia de los minerales de arcillas autigénicas en las areniscas……..… 59 26 Sección fina de minerales de arcillas del tipo esmectita rellenando poros………….…. 64 27 Modo de ocurrencia de los minerales de caolinita en las areniscas…………….……… 65 28 Sección fina de cementos de caolinita rellenando poros………………………………… 66 29 Modo de ocurrencia de los minerales de Illita en las areniscas……………..……..…… 67 30 Sección fina de minerales de arcillas del tipo Illita como forros o envoltorios de
granos………………………………………………………………………………………….. 67
31 Modo de ocurrencia de los minerales de clorita en las areniscas………….…………... 69 32 Sección fina de minerales de arcillas del tipo clorita como forros o envoltorios de
granos…………………………………………………………………………………...……... 69
33 Energía del GR vs. probabilidad de emisión del GR……………………………………... 76 34 Gráfico de torio (Th, ppm) vs. Potasio (K, %)……………………...……….……………... 77 35 Nucleoteca la Concepción……………………………………………………………..…….. 79 36 Hoja sedimentológica del pozo BA-2503…………………………………………...……… 81
Figura Página
37 Hoja sedimentológica del pozo BA-2646……………………………………………...…… 82 38 Mapa Base del Yacimiento Bachaquero 02………………………………………….……. 87 39 Registros tipos del Yacimiento Bachaquero 02……………………………….…………... 88 40 Distribución de arcillas por unidad de producción BA-1911………………….………….. 89 41 Distribución de arcillas del pozo BA-1911………………………………………...……….. 89 42 Distribución de arcillas por unidad de producción BA-2230…………………….……….. 90 43 Distribución de arcillas del pozo BA-2230……………………………………...………….. 90 44 Distribución de arcillas por unidad de producción BA-2276………………….………….. 91 45 Distribución de arcillas del pozo BA-2276…………………………………...…………….. 91 46 Distribución de arcillas por unidad de producción BA-2391……………….…………….. 92 47 Distribución de arcillas del pozo BA-2391…………………………………...…………….. 92 48 Distribución de arcillas por unidad de producción BA-2402……………….…………….. 93 49 Distribución de arcillas del pozo BA-2402………………………………...……………….. 93 50 Distribución de arcillas por unidad de producción BA-2404………………….………….. 94 51 Distribución de arcillas del pozo BA-2404…………………………………...…………….. 94 52 Distribución de arcillas por unidad de producción BA-2407……………….…………….. 95 53 Distribución de arcillas del pozo BA-2407…………………………………...…………….. 95 54 Distribución de arcillas por unidad de producción BA-2437………………….………….. 96 55 Distribución de arcillas del pozo BA-2437……………………………………...………….. 96 56 Distribución de arcillas por unidad de producción BA-2495……………….…………….. 97 57 Distribución de arcillas del pozo BA-2495…………………………………...…………….. 97 58 Distribución de arcillas por unidad de producción BA-2503…………….……………….. 98 59 Distribución de arcillas del pozo BA-2503………………………………...……………….. 98 60 Distribución de arcillas por unidad de producción BA-2595……………….…………….. 99 61 Distribución de arcillas del pozo BA-2595…………………………………...…………….. 99 62 Distribución de arcillas por unidad de producción BA-2625……………….…………….. 100 63 Distribución de arcillas del pozo BA-2625………………………………...……………….. 100 64 Distribución de arcillas por unidad de producción BA-2626…………….……………….. 101 65 Distribución de arcillas del pozo BA-2626………………………………...……………….. 101 66 Distribución de arcillas por unidad de producción BA-2635……………….…………….. 102 67 Distribución de arcillas del pozo BA-2635………………………………...……………….. 102 68 Distribución de arcillas por unidad de producción BA-2637…………………….……….. 103 69 Distribución de arcillas del pozo BA-2637……………………………………...………….. 103 70 Distribución de arcillas por unidad de producción BA-2638………………….………….. 104 71 Distribución de arcillas del pozo BA-2638…………………………………...…………….. 104 72 Distribución de arcillas por unidad de producción BA-2646……………….…………….. 105 73 Distribución de arcillas del pozo BA-2646……………………………...………………….. 105 74 Histograma relación Torio / Uranio Pozo BA 1911………………………………………... 107 75 Histograma relación Torio / Uranio Pozo BA 2230………………………………………... 108 76 Histograma relación Torio / Uranio Pozo BA 2276………………………………………... 109 77 Histograma relación Torio / Uranio Pozo BA 2391………………………………………... 110 78 Histograma relación Torio / Uranio Pozo BA 2402………………………………………... 111 79 Histograma relación Torio / Uranio Pozo BA 2404………………………………………... 112 80 Histograma relación Torio / Uranio Pozo BA 2407………………………………………... 113 81 Histograma relación Torio / Uranio Pozo BA 2437………………………………………... 114 82 Histograma relación Torio / Uranio Pozo BA 2495………………………………………... 115 83 Histograma relación Torio / Uranio Pozo BA 2503………………………………………... 116 84 Histograma relación Torio / Uranio Pozo BA 2595………………………………………... 117 85 Histograma relación Torio / Uranio Pozo BA 2625………………………………………... 118 86 Histograma relación Torio / Uranio Pozo BA 2626………………………………………... 119 87 Histograma relación Torio / Uranio Pozo BA 2635………………………………………... 120 88 Histograma relación Torio / Uranio Pozo BA 2637………………………………………... 121 89 Histograma relación Torio / Uranio Pozo BA 2638………………………………………... 122 90 Histograma relación Torio / Uranio Pozo BA 2646………………………………………... 123 91 Histograma relación Torio / Uranio y los ambientes de depositación…………………… 124
Figura Página
92 Distribución de arcillas por pozos en el Yacimiento BACH-02…………………..………. 126 93 Distribución porcentual de los minerales de arcillas por pozo, Yacimiento BACH-02,
Estado Zulia…………………………………………………………………………………… 130
94 Distribución porcentual de minerales de arcilla por Unidades, Yacimiento BACH-02, Estado Zulia……………………………………………………………………………………
131
95 Distribución porcentual de minerales de arcilla por Unidades, Yacimiento BACH-02, Estado Zulia……………………………………………………………………………………
132
LISTA DE TABLAS
Tabla Página
1 Listado de pozos con núcleos………...………………………………………..….……….. 80 2 Listado de los pozos y sus intervalos para los Cross-Plots y Gráficos
Mineralógicos……………………………………………………………………...………….. 80
INTRODUCCIÓN
Estudiar mineralógicamente las capas productoras de horizontes petrolíferos presentes en el subsuelo
hoy en día, tiene una importancia relevante, ya que muchos de los problemas que se generan a nivel de
producción (daño a la formación), se deben al desconocimiento de los minerales arcillosos presentes. Por
ejemplo, los daños a la formación de los horizontes productores a veces, se generan de manera indirecta
con inyección de fluidos que reaccionan con las arcillas o lutitas presentes; a veces movilizándolos, y en
otra oportunidad hidratándolos; creando barreras de permeabilidad a los caminos de los fluidos de
barrido.
Por lo tanto, el desconocimiento de la composición mineralógica del sedimento/roca de los horizontes
productores de petróleo pertenecientes al Miembro Santa Bárbara de La Formación La Rosa, y los
Miembros Laguna y Bachaquero de la Formación Lagunillas podría en el futuro cercano agravar esta
problemática.
El Yacimiento Bach-02 del Miembro Santa Bárbara (MSB) de la Formación la Rosa (FLR) y los
miembros Laguna (ML) y Bachaquero (MB) de la Formación Lagunillas (FL) de edad Mioceno,
específicamente en el área Bachaquero Noreste del Campo Bachaquero Lago, representan una de las
acumulaciones más importantes de petróleo pesado en el Occidente de Venezuela. Fue descubierto en
1938, pero su explotación comercial comenzó en 1947 y para Diciembre 2010 se han producido 1841,44
MMBls. de petróleo, 1124 MMMPC de gas y 470 MMbls. de agua, tiene un área aproximada de 490 kms.
Cuadrados, y la gravedad promedio de crudo es de 15° API. Las reservas están en el orden de: 1815,898
1815.898 MMPC, y POES 9079,5 MMBLS.
El proyecto forma parte de un plan de explotación de la Unidad de Producción Bachaquero Lago, que
involucra al Yacimiento BACH-02, ubicado al Noreste del Campo Bachaquero, Estado Zulia, el cual está
activo a partir del año 1947, con 343 pozos activos y 811 inactivos, 34 pozos inyectores activos y 78
inyectores inactivos (2010), y para la fecha existen 2029 pozos perforados en dicho yacimiento.
Los resultados obtenidos de este estudio es conocer en detalle los tipos de arcillas presentes en el
yacimiento para predecir su comportamiento, como movilización o hidratación en el caso de
recuperaciones secundarias, terciarias, y/o fracturamientos
El proyecto a realizar muestra a través de sus capítulos, el análisis mineralógico efectuado al
Yacimiento Bach-02, en donde el capítulo I, hace referencia a la problemática o motivo por la cual se
ejecutará dicho estudio, seguido a este, encontramos en el capítulo II una descripción general de las
características físicas y naturales, entre otros; además presentará una descripción geológica y
estratigráfica de unidades desarrolladas y su evolución con respecto al tiempo geológico. En el capítulo III
se encuentran los diversos conceptos teóricos que facilitaron la comprensión e interpretación de los
elementos encontrados en el yacimiento, luego, en el capítulo IV se describe la metodología de trabajo
ejecutada para la realización de dicho proyecto y por último, el capítulo V se encuentra todos los análisis
de los datos y resultados obtenidos durante la elaboración de dicho trabajo de grado.
CAPITULO I
PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA
1.1 Situación objeto de estudio. El proyecto forma parte de un plan de explotación de la Unidad de Producción Bachaquero Lago, que
involucra al Yacimiento BACH-02, ubicado al Noreste del Campo Bachaquero Lago, Estado Zulia, el cual
está activo a partir del año 1947, con 343 pozos activos y 811 inactivos, 34 pozos inyectores activos y 78
pozos inyectores inactivos (2010) y para la fecha existen 2029 pozos perforados en dicho yacimiento.
Estudiar mineralógicamente las capas productoras de horizontes petrolíferos presentes en el subsuelo
hoy en día, tiene una importancia relevante, ya que muchos de los problemas que se generan a nivel de
producción, se deben al desconocimiento de los minerales arcillosos presentes. Por ejemplo, los daños a
la formación de los horizontes productores a veces, se generan de manera indirecta con inyección de
fluidos que reaccionan con las arcillas o lutitas presentes algunas veces movilizándolos, y en otra
oportunidad hidratándolos; creando barreras de permeabilidad a los caminos de los fluidos de barrido.
Por lo tanto, el desconocimiento de la composición mineralógica del sedimento/roca de los horizontes
productores de petróleo pertenecientes a los miembros de las Formaciones Lagunillas y La Rosa podría
en el futuro cercano agravar esta problemática.
1.2 Objetivos
1.2.1 Objetivo general Estudio Mineralógico de las lutitas presentes en las capas productoras del Yacimiento BACH-02,
pertenecientes al miembro Santa Bárbara de la Formación La Rosa, y a los miembros Laguna y
Bachaquero de La Formación Lagunillas, en el área noreste del Campo Bachaquero, mediante la
identificación de minerales a partir de los registros especiales de Gamma Ray Espectral y los Análisis de
los registros DRX, entre los diferentes pozos del área.
1.2.2 Objetivos específicos
Determinar la composición y los tipos de minerales arcillosos presentes.
Validar los resultados con los diferentes métodos de reconocimiento y medición de los minerales
presentes.
Elaborar gráficos mineralógicos.
1.3 Justificación de la investigación
Conocer la composición y tipos de arcillas presentes en las áreas de interés, para ayudar a mejorar el
plan de recuperación mejorada en el yacimiento BACH-02.
1.4 Antecedentes
PDVSA, Exploración y Producción (Marzo 2001). “Estudio Integrado Bachaquero, Yacimiento BACH-
02, Parte II. Modelo Estático”. Core Laboratories Venezuela, S.A. (Julio 2004). Estudio sedimentológico y
petrográfico detallado en 535.0 pies de núcleos seccionados, tomados en el Pozo BA-2503, Campo
Bachaquero, Venezuela. El intervalo total de núcleos tomado pertenece al Yacimiento BACH-02 de la
Formación Lagunillas.
1.5 Viabilidad de la Investigación
Se cuenta con el apoyo de PDVSA EyP, U.E. Bachaquero Lago, colocando a disposición todos los
datos.
Carpetas de Pozos.
Registros Especiales GR Espectral.
Registros DRX.
Como también se cuenta con las siguientes aplicaciones: Finder: permite visualizar los datos básicos
de pozos. Interactive Petrophysics (IP): Permite la interpretación de registros, así como también, generar
los gráficos para la identificación de minerales en los paquetes arcillosos. Discovery: Permite generar
reportes para totalizar las arcillas presentes en el pozo.
CAPITULO II
MARCO GEOLÓGICO
Ubicación geográfica del área
El Yacimiento BACH-02, está ubicado en la parte sur de los campos petrolíferos de la Costa Oriental
del Lago de Maracaibo, Campo Bachaquero Pesado, área lacustre. Está limitado al noroeste por el alto
estructural de Pueblo Viejo, al este con la zona de la Playa, al oeste por la falla inversa de Pueblo Viejo y
al sur por los contactos agua-petróleo. Tiene un área aproximada de 24.555 acres, un volumen neto de
arena de 5.768.414 acres-pies y una sección productora de aproximadamente 235 pies. (según Estudio
Integrado PDVSA_Beicip Franlab, 1998-1999). (Figura 1).
Figura 1. Ubicación geográfica del área de
estudio . Tomado de Intranet PDVSA
Características físicas y naturales
El Estado Zulia está ubicado en el extremo Noroccidental del país, entre las coordenadas 08°21’56’’
de latitud Norte y 70°40’18’’, 73°25’00’’ de longitud Oeste. Limita por el Norte con el Mar Caribe, al Este
con los Estados Falcón, Lara y Trujillo, al Oeste con la República de Colombia y al Sur con los Estados
Mérida y Táchira. Cubre una superficie total de 63.100 Km2, que representa el 6.92% del territorio
nacional, de esta superficie total, 50.230 Km2 son tierras continentales, los 12.870 km
2 restantes son
ocupados por el Lago de Maracaibo y el Golfo de Venezuela (Tomado de EL NACIONAL – Atlas Práctico
de Venezuela, 2002).
El Yacimiento BACH-02 está en el Área o Activo BACHAQUERO NORESTE. El yacimiento inició su
actividad en 1947 con el pozo BA_1 y actualmente está activo. Este yacimiento pertenece básicamente a
un ambiente de sedimentación que evoluciona desde marino costero en la base a ambiente de mareas y
desembocaduras con estuarios, y finalmente hacia ambiente terrestre fluvial. No hay mayor complejidad
estructural, debido a que el Yacimiento BACH-02 es un monoclinal de buzamiento suave,
aproximadamente 4° sur-sureste; hacia el norte se encuentra un angosto anticlinal plegado en dirección
norte-sur, con pendientes fuertes hacia el sureste (levantamiento de Pueblo Viejo.) El entrampamiento
general del yacimiento es estructural, aunque no se descartan las posibilidades de entrampamientos
estratigráficos. La porosidad promedio (Ф) oscila entre 28% y 30% y un volumen de arcilla (Vsh) de 45%.
El mecanismo de producción es Gas en solución, por empuje hidráulico y por segregación gravitacional.
La gravedad °API promedio del crudo es de 11° a 17° API. Además, el yacimiento presenta:
Área total de 490 Km2.
Número de Pozos Activos: 350
Pozos inyectores: 34
Saturación de Hidrocarburos es de: 84 %
POES: 9.079,5 MMBP
Total de reservas Recuperables: 2.025 MMB
Factor de Recuperación: 22,3%
Producción Actual: 30.253 BPPD.
Producción acumulada de Petrolero hasta Diciembre de 2010: 1.847.000.000 Barriles.
Producción acumulada de Gas hasta Marzo de 2010: 1.127.000.000. Barriles.
2.1 Geología regional y/o local
2.3.1 Geología regional
2.3.1.1 Origen y evolución de la cuenca de Maracaibo
Paleoceno
La evolución de la Cuenca de Maracaibo, ha sido compleja a lo largo del tiempo geológico debido a
una serie de transgresiones y regresiones marinas que fueron determinantes para la sedimentación, tanto
de rocas madres generadoras de hidrocarburos
Figura. 2. Mapa de distribución de terrenos Paleozoicos (alóctonos) al Norte de
Sudamérica. Tomado de (Parnaud et al., 1995)
como de reservorios adecuados para almacenarlos, y como resultado de varios períodos orogénicos y
epirogénicos que produjeron las trampas adecuadas para la retención de dichos hidrocarburos: la
Cuenca de Maracaibo no llegó a presentar una configuración semejante a la actual hasta el Mioceno
Medio, mientras su historia se debe situar en el Permo-Triásico.
La evolución de la Cuenca de Maracaibo, tiene su inicio durante el Permo-Triásico (250 m.a.), cuando
se registra un evento tecto-termal, correlacionable a escala mundial con la Orogénesis Herciniana, el cual
origina metamorfismo y plegamiento en la región de la actual Cordillera de Los Andes, emplazamiento de
cuerpos ígneos, formación del Alto de Mérida, levantamiento de la región central del Lago de Maracaibo;
además el borde continental se levanta produciendo retirada general de los mares de Venezuela
Occidental (figura. 2 ).
Mesozoico
(Triásico-Jurásico): en el Triásico - Jurásico (220 m.a), tiene lugar un episodio de apertura de corteza
“rifting”, caracterizado por la formación preferencial de grábenes orientados NE-SO, rellenos con
depósitos continentales de la Formación La Quinta, cuya sedimentación se concentró al noreste y sureste
del Alto de Mérida y en la Sierra de Perijá con eventos volcánicos situados en esta última, constituyendo
además gran parte del substratum de la Cuenca de Maracaibo. Durante este período la Cuenca estuvo
limitada por fallas normales con la misma dirección de la Falla de Icotea, evidenciando el régimen
distensivo imperante, el cual estuvo seguido por un extenso período de erosión. (Figura. 3 y Figura 4).
Figura 3. Mapa de distribución de terrenos Jurásicos en Venezuela, mostrando que se encuentran:
Aflorando en la Sierra Perijá (1), como Basamento en el subsuelo de la Cuenca de Maracaibo (2) y
en Los Andes (3). Tomado WEC (1997.)
Figura 4. Mapa Paleogeográfico del Triásico-Jurásico
en Venezuela Occidental. (Parnaud et al., 1995)
La sucesión del Mesozoico es el resultado de una fase de rift Jurásico atribuida a la fragmentación de
Pangea y a la colisión entre las placas de Sudamérica y Norteamérica. Ghosh et al., (1997), han definido
tres megasecuencias para el Mesozoico:
a) Rifting Jurásico asociado por un lado a la apertura del Océano Atlántico, y por el otro, ligado a la
tectónica extensional operante en un escenario de retroarco detrás de la Cordillera Central de
Colombia.
b) Cuenca de retroarco (back arc basin)/margen pasivo en el Cretácico Temprano con un relleno de
clásticos continentales limitados por las depresiones preexistentes.
c) Subsidencia de la Cuenca de antepaís (foreland basin) en el Cretácico Tardío, producto de la colisión
oblicua de la placa del Caribe y el margen noroeste de Sudamérica, lo cual originó una transgresión
intermitente y la depositación de secuencias retrogradacionales. (Figura. 5).
Figura 5. Evolución Geotectónica de la Cuenca de Maracaibo.
(Parnaud et al., 1995)
Cretácico
Cretácico Temprano: durante el Cretácico Temprano (146-95 m.a.) en el occidente
venezolano la sedimentación fue controlada en su inicio por el sistema de fallas de los grábenes
jurásicos. (Ver Figura 6).
Posteriormente la transgresión cubre totalmente la plataforma del Lago de Maracaibo y parte
del Escudo de Guayana. Esta misma se debe mayormente a la eustacia y subsidencia asociada a la
carga sedimentaria, en la plataforma tipo Atlántico, que se había iniciado al principio del
Cretácico y que finalizó con una etapa regresiva (Formación Colón).
CRETÁCICO TARDÍO - PALEOCENO:TRANSICIÓN MARGEN PASIVO/MARGEN ACTIVO
CRETÁCICO: MARGEN PASIVO
JURÁSICO: TECTÓNICA EXTENSIONAL
BATIAL
PLATAFORMA INTERNAA EXTERNA
PROXIMO-COSTERO
CONTINENTAL
AREAS POSITIVAS
1. Rifting
2. Cuenca de
Retroarco
3. Cuenca de
Antepaís
Figura 6. Distribución de Facies sedimentarias dominantes
durante el Cretácico Temprano al oeste Venezolano. Tomado Panaud et al (1995).
Cretácico Tardío: a partir del final del Albiense, se inicia desde el este de Venezuela y de manera
diacrónica hacia el oeste, la invasión marina que llegó a cubrir extensas zonas hacia el sur del país. De
esta manera, se depositaron en Venezuela las formaciones Querecual - San Antonio (Grupo Guayuta),
Mucaria, Navay y La Luna. La máxima transgresión y anoxia se estima que ocurrió entre el Turoniense y
el Campaniense (72-91 m.a). (Ver Figura 7).
Figura 7. Distribución de Facies sedimentarias dominantes durante el
Campaniense (Cretácico Tardío) al Oeste Venezolano. Tomado de WEC (1997).
En Perijá y la Cuenca del Lago de Maracaibo, la Formación La Luna pasa verticalmente a calizas
glauconíticas (Miembro Socuy) y lutítas oscuras areniscas delgadas de las formaciones Colón y Mito
Juan. Específicamente en la Cuenca de Maracaibo el carácter transgresivo es debido mayormente a la
eustacia y subsidencia asociada a la carga sedimentaria, en la plataforma tipo Atlántico, que se había
iniciado al principio del Cretácico y que finalizó con una etapa regresiva (Formación Colón), donde la
secuencia estratigráfica del Cretácico Superior transgrede en sentido sureste y el arco de Mérida se
encuentra parcialmente emergido.
Figura 8. Distribución de facies sedimentarias dominantes durante el Maastrichtiense (Cretácio Tardío) al Oeste
Venezolano. Tomado de la WEC 97.
El Cretácico Tardío en Venezuela finaliza durante el Maastrichtiense con unidades regresivas respecto
a los ambientes más profundos de la roca madre. En la Figura 8 se indican unidades típicas de
asociaciones de Facies sedimentarias.
Cenozoico
Al final del Cretácico, la antefosa de Perijá fue rellenada con los sedimentos de nivel de la Formación
Mito Juan, cuya fuente de aportes se encontraba hacia el Oeste. Las capas superiores de esta unidad se
encuentran erosionadas, sugiriendo una pulsación tectónica en el área de Perijá a fines del Cretácico.
Este evento lo asocian con la acreción de terrenos exóticos en el margen del Pacífico y a una
reactivación de elementos tales como el Arco de Mérida (Cooney y Lorente, 1997).
Paleoceno: hacia finales del Cretácico (Figura 9) y comienzos del Paleoceno, Venezuela Occidental
sufrió finalmente el efecto de la colisión entre la Placa de Nazca (Océano Pacífico) y el Occidente
Colombiano; existen evidencias de que la sedimentación del Grupo Orocué (y posiblemente las
formaciones Guasare y Marcelina) estuviesen controladas por los frentes de deformación de la citada
colisión, éstos generaron sucesivos depocentros de edades cada vez más jóvenes hacia el este de lo que
hoy en día es la Sierra de Perijá.
Hacia el noroeste de la Placa Suramericana, la colisión oblicua del arco de las islas cretácicas (Antillas
Menores) provocó una transgresión en el margen sur de la placa del Caribe y borde noroeste de la placa
Suramericana. La placa del Caribe se incorpora como zona positiva al norte y noreste de la Cuenca de
Maracaibo, desarrollándose una antefosa (como consecuencia de la carga tectónica) y relleno de la
misma por sedimentación tipo "flysh", esto se puede evidenciar en las formaciones Trujillo y Morán, de
carácter turbidítico.
Durante el Paleoceno se individualizan tres provincias sedimentarias diferentes (Figura 10) alineadas
en sentido SO-NE:
Figura 9. Migración del frente de Deformación del Caribe hacia el este suroeste en el Occidente de Venezuela.
Tomado de WEC (1997).
Una Provincia Deltáica al SO (Perijá, Distritos Colón y Catatumbo, y Táchira). La sedimentación en
esta provincia corresponde al Grupo Orocué y la Formación Marcelina. El Grupo Orocué se halla
representado por las formaciones Catatumbo, Barco y Los Cuervos, compuesta por una secuencia
alterna de lutitas carbonosas, areniscas, capas de carbón y limolitas. La Formación Marcelina por su
parte, representa un ambiente sedimentario de tipo paludal, originado por el avance deltáico del
Paleoceno sobre los ambientes de plataforma de la Formación Guasare; la litología más representativa
de esta formación la constituyen las intercalación de areniscas, lutitas arenosas y capas de carbón
(L.E.V., PDVSA Intevep 1997).
Una Provincia de Plataforma en la región actual del Lago de Maracaibo, donde la sedimentación esta
representada por la Formación Guasare de ambiente marino nerítico, el cual estuvo sujeto a influencias
de tipo deltáico, especialmente hacia el suroeste, donde se observa la interdigitación de la típica litología
de Guasare con los sedimentos del Grupo Orocué. (Figura 10).
Figura 10. Paleogeografía de la secuencia depositacional durante el
Maestrichtiense Tardio – Paleoceno Temprano Parnaud et al., (1995)
ACTUAL POSICIÓN DELAS NAPAS DE LARA
CLASTICOS CONTINENTALES A
DELTAICOS
LÍNEAS DE CONTORNO EN PIES
CARBONATOS Y LUTITAS DE
PLATAFORMA INTERNA A EXERNA
SEDIMENTOS BATIALES CON TURBIDITAS,LUTITAS Y ESCASA ARENISCAS
Su litología consiste principalmente en lutitas gris oscuro, arenosas, macizas o laminadas, areniscas
calcáreas y glauconíticas, limolitas y arcilitas, y en menor proporción caliza arenosa gris y algunas capas
muy delgadas de carbón. Esta litología es representativa de la transición lateral, a los sedimentos
deltáicos del Grupo Orocué (González de Juana et al., 1980).
Una Provincia Geosinclinal (o Provincia de Surcos) localizada al Este-Noreste del Lago en la cual la
sedimentación está representada por la Formación Trujillo, típica de turbiditas y sedimentos batiales
reflejando ambientes más profundos; dicha unidad está compuesta por interestratificaciones de areniscas
y lutitas limolíticas oscuras (Gonzalez de Juana et al., 1980).
Posteriormente al Paleoceno ocurre un levantamiento suave y las formaciones paleocenas,
especialmente en el Lago de Maracaibo, se erosionan parcialmente.
Hacia el Paleoceno Tardío se inicia el emplazamiento de las Napas de Lara al Norte de la cuenca de
Maracaibo. Estas avanzaron paulatinamente hacia el Este, dando como resultado la formación de nuevas
cuencas de antepaís. El reflejo de esta deformación flexural es una serie de ciclos transgresivos y
regresivos de edad Eoceno.
Eoceno: en líneas generales se puede decir que se conservan las tres provincias de facies descritas
en el Paleoceno.
En este sentido, durante el Eoceno Temprano (54 m.a) continúa la regresión del Paleoceno, y
comienza a formarse un gran sistema deltáico en la cuenca. La sedimentación durante este ciclo es
predominantemente fluvial hacia el Suroeste, depositándose la Formación Mirador caracterizada por
espolones aluviales, canales entrelazados y zonas lagunares. La ausencia en/o cerca del tope de la
Formación Mirador, de conjunto de polen representativos del Eoceno Medio establecidas en el Lago de
Maracaibo, indican un período de condiciones estables de planicie fluvial, y erosión intensa de la
Formación Mirador hasta depositarse las capas transgresivas de las formaciones Carboneras-La Sierra
(L.E.V., op cit). Según González de Juana et al., (1980), que se caracteriza por areniscas blancas de
grano fino a medio con capas delgadas de gránulos o guijarros de cuarzo; toda la sección presenta
material carbonáceo, observándose algunas intercalaciones de lutitas en su tercio superior.
Hacia el centro y Noreste de la cuenca, los ambientes pasan transicionalmente a un plano deltáico
donde se desarrollan los canales distributarios, barras de desembocaduras, bahías, depósitos de frentes
deltáicos y prodelta de la Formación Misoa. (Figura 11).
Estos depósitos costeros más jóvenes en el Suroeste son dominantemente más arenosos, sugiriendo
un cinturón costero de corrientes entrelazadas, tal vez ríos meandreantes con poca preservación de
facies de desborde (overbank facies) debido a la migración de las corrientes (Higgs, 1997). En los
campos petrolíferos del Lago, la secuencia de arenas y lutitas de la unidad, ha sido subdividida según
diversos esquemas informales para las empresas operadoras. El más aceptado, generalmente, es el de
“Arenas B” (B1 a B9) y “Arenas C” (C1 a C7), características de los registros eléctricos de los pozos. Las
características de los sedimentos de la Formación Misoa, dependen de su posición en la cuenca, del
ambiente de sedimentación, de la distancia entre ellos y de la fuente de los mismos. Hacia el Noreste hay
mas lutitas y areniscas de grano fino, mientras que hacia el Sur y Sureste el porcentaje de arena
aumenta al 80% y 90% de la sección, y los granos se hacen más gruesos.
Para distinguir de una manera sencilla las “Arenas B” de las “Arenas C” se puede seguir el esquema
de Bot y Perdomo (1986), en Maguregui, (1997). Según ellos, tres secuencias estratigráficas se
depositaron durante la sedimentación de la Formación Misoa en el Eoceno Temprano y Medio en la
Cuenca de Maracaibo.
Figura 11. Paleogeografía de la secuencia depositacional durante el Paleoceno Temprano – Eoceno.
Tomado Parnaud et al., (1995).
ACTUAL POSICIÓN DELAS NAPAS DE LARA
CLASTICOS CONTINENTALES A
DELTAICOS
LÍNEAS DE CONTORNO EN PIES
CARBONATOS Y LUTITAS DE
PLATAFORMA INTERNA A EXERNA
SEDIMENTOS BATIALES CON TURBIDITAS,LUTITAS Y ESCASA ARENISCAS
La secuencia estratigráfica más vieja fue depositada durante un fuerte ciclo progradacional seguido
por un ciclo retrogradacional y corresponde en el subsuelo a las “Arenas C” (C7 a C1) del Eoceno
Temprano.
En los perfiles eléctricos se aprecian como patrones tabulares (blocky motif) de bancos regionales de
arenas y tendencias de sedimentación generalmente con afinamiento hacia el tope interpretados como
grandes parasecuencias de 3er. Orden (0.5 a 3 m.a) (Higgs, 1997).
La secuencia estratigráfica intermedia fue depositada durante el pulso progradacional más vigoroso de la
Formación Misoa y alcanzó la presente Costa Oriental del Lago de Maracaibo. Esta secuencia
corresponde a la parte inferior de las “Arenas B”, específicamente desde la subunidad B9 en la base, a la
subunidad B6 en el tope. La respuesta que prevalece en los perfiles eléctricos para esta secuencia es la
de un engrosamiento hacia el tope entre B9 y B7, y a nivel de B6 un patrón tabular perteneciente a
bancos de arenas (Marguregui, 1997; Higgs, op.cit).
La secuencia estratigráfica superior fue dominantemente progradacional. Esta secuencia abarca
desde B5 hasta B1 con una tendencia general de engrosamiento hacia el tope, con sistemas
subordinados de afinamiento y engrosamientos más pequeños (Maguregui, 1997; Higgs op.cit).
Estas dos últimas secuencias estratigráficas representan, en conjunto, a las “Arenas B” del Eoceno
Medio.
La reinterpretación de la Formación Misoa como depósitos de plataforma dominados por marea han
tenido importantes implicaciones en la exploración de hidrocarburos ya que permite predecir mejor la
geometría de los yacimientos y hace factible una mejor visualización acerca de la distribución de las
arenas en el tiempo y en el espacio.
Hacia el Eoceno Medio-Tardío comienza un ciclo transgresivo evidenciado por una gruesa sección
lutítica de carácter marino que se depositó en aguas limpias y profundas, de talud superior y medio que
representa a la Formación Paují, la cual se encuentra mejor preservada en el Flanco Norandino que en el
centro del Lago donde fue removido por la erosión (Ghosh et al., 1988) (Figura 12).
La sedimentación de Paují constituye una transgresión marina desde el Este-Noreste, solapando
sobre la Formación Misoa.
Hacia el Eoceno Tardío (44 m.a.), ocurre un levantamiento generalizado de la Cuenca de Maracaibo, y
un período de fallamiento importante, particularmente en los alineamientos longitudinales del lago, con
ejes de plegamiento orientados de Sur a Norte, dichas modificaciones en la cuenca antepaís fueron
debidas a la colisión del Arco de Panamá, la cual se extendió hasta el Pleistoceno.
Figura 12. Paleografía de la secuencia depositacional durante el Eoceno Medio. Tomado
de Parnaud et al., (1995).
Los levantamientos de la Sierra de Perijá y de Los Andes de Mérida, particionaron la cuenca de
antepaís, generando así las actuales Cuencas de Maracaibo y Barinas-Apure. La subsiguiente erosión
profunda de las formaciones del Eoceno Medio, produce la remoción casi total de Paují – Mene Grande y
la remoción parcial de Misoa en los alineamientos occidentales del Lago, En los bloques situados hacia el
sur del Lago, la erosión de Misoa es total y afecta localmente a la Formación Guasare. Hay
fracturamiento de la sección de calizas cretácicas y migración del petróleo ya formado hacia los
alineamientos levantados y fallados. Prevalece un período de inversión del gradiente de la cuenca
eocena, de noreste a suroeste, probablemente relacionada con el emplazamiento de la Napa del Caribe,
el cual es un proceso de gran importancia en la evolución de la cuenca petrolífera.
Oligoceno: los sedimentos del Oligoceno se caracterizan, en general, por haberse depositado sobre
formaciones previamente erosionadas. En las partes deprimidas de la penillanura post-eocena se
produce la sedimentación esporádica de la Formación Icotea, la cual está compuesta por arenas y lutitas
ACTUAL POSICIÓN DE
LAS NAPAS DE LARA
LÍNEAS DE CONTORNO EN PIESCARBONATOS Y LUTITAS DE
PLATAFORMA INTERNA A EXERNA
LUTITAS DE PLATAFORMA
INTERNA A BATIALES
moteadas, principalmente de ambiente no marino. Algunos autores atribuyen a la Formación Icotea un
origen eólico con sedimentación subsiguiente en pantanos y lagunas; el espesor de dicha unidad es
mayor en las áreas deprimidas, siendo más delgado o ausente en las zonas más elevadas de la
superficie erosional pre-Miocena. Hacia el Oeste y el Sur se depositan las formaciones La Sierra
(areniscas) y León (lutitas) (L.E.V., op.cit).
Mioceno: Durante el Mioceno Medio un tectonismo compresional a gran escala provocó el mayor
levantamiento del Macizo de Santander, Sierra de Perijá y la Cordillera de Los Andes. La Orogénesis de
Los Andes de Mérida culminó en el Plio-Pleistoceno. Este evento de formación de montañas y la
consecuente deformación de las zonas en vías de levantamiento originó la partición o aislamiento de las
cuencas de Maracaibo y Barinas-Apure. La historia tectónica durante este período está registrada en
varias discordancias halladas en los contrafuertes de Los Andes septentrionales y meridionales (Parnaud
et al., 1995).
El levantamiento fue rápido y estuvo acompañado por sedimentación molásica a lo largo del margen
Norte y Sur de la Cordillera Andina. En la Cuenca de Maracaibo persistió la sedimentación marina, pero
su paleogeografía cambió gradualmente a continental ya que los ambientes marinos migraron hacia el
Norte (Parnaud et al., 1995). En la Cuenca de Maracaibo comenzó una nueva fase transgresiva durante
el Mioceno Medio lo que origina la sedimentación de la Formación La Rosa, la cual representa un
marcador marino que puede extenderse en toda la cuenca (Ghosh et al., 1988), aunque no tiene
suficiente evidencia al sur de la misma. (Figura 13)
La transgresión es seguida por progradación regresiva y contracción de la influencia marina,
sedimentándose la Formación Lagunillas. En términos generales, la Formación Lagunillas consiste en
areniscas poco consolidadas, arcillas, lutitas y algunos lignitos. Las características individuales de los
miembros reflejan el cambio de ambiente marino somero, a deltáico y fluvial (L.E.V., op cit).
El marco geológico durante la sedimentación de la Formación La Rosa corresponde a una cuenca
baja rodeada al Este, Oeste y Sur por un relieve más alto. El tiempo de la Formación La Rosa fue el de la
transición de la cuenca; al comienzo, una superficie erosionada e inclinada (Formación Misoa), con
algunos restos de sedimentos de edad Oligoceno (Formación Icotea) comenzó para cubrirse con lutitas y
arenas continentales, los cuales llegaron a convertirse en Basal La Rosa (Miembro Santa Bárbara)
(Pestman et al., 1996).
Figura 13. Mapa de las unidades que suprayacen a la discordancia posteocena. Tomado Pestman et al., (1996).
La arena Basal La Rosa (Miembro Santa Bárbara) constituye la parte más vieja de la Formación La
Rosa y había sido interpretada tradicionalmente como depósitos marinos, pero en realidad representa la
sedimentación durante un sistema encadenado de nivel bajo.
En algunos casos estas arenas están depositadas sobre arenas eocenas produciendo un efecto
coalescente. La Formación La Rosa, incluye hacia la parte media y superior la Lutita de La Rosa, una
unidad depositada en un ambiente marino profundo como parte de un evento transgresivo (Parnaud et
al., 1995).
El equivalente en el Flanco Andino de estas dos formaciones (La Rosa y Lagunillas) está
representado por las formaciones Palmar e Isnotú, cuyas facies regresivas son de abanicos aluviales,
ríos entrelazados, abanicos fluviales y llanuras de inundación señalando el tope del Terciario Tardío en el
área. Algunos autores atribuyen la sedimentación del tope de la Formación Palmar como representativa
de una molasa incipiente, estableciendo de esta manera un carácter plenamente molásico para la
Formación Isnotú y la suprayacente Betijoque.
Mioceno Tardío – Plioceno: los sedimentos molásicos de la Formación Betijoque fueron depositados a
lo largo de la cadena andina. La zona central del Lago de Maracaibo fue dominada por ambiente de agua
dulce, reflejado por los depósitos de las formaciones La Puerta y Los Ranchos. En la cuenca Barinas-
Apure contemporáneamente se depositaron las formaciones Parángula (molásica) y Río Yuca.
La Formación La Puerta se caracteriza por arcillas moteadas, areniscas de grano fino y arcillosas,
subgrawacas y en menor proporción se encuentran areniscas en parte conglomeráticas y limolitas gris
verdosas muy poco consolidadas. En cuanto al paleoambiente los fósiles son escasos, excepto algunos
macrofósiles indicativos de aguas salobres, un nivel de restos de peces y foraminíferos redepositados
(L.E.V., op.cit).
Por encima de los depósitos de la Formación La Puerta se consigue discordantemente una secuencia
de sedimentos jóvenes de carácter no marino en las partes Sur y Central de la Cuenca de Maracaibo
correspondiente a la Formación Onia (Plioceno), la cual consiste de base a tope de areniscas y limolitas
abigarradas, gris verdoso, de grano grueso a fino, arcillosas, micáceas y friables, localmente con capas
calcáreas delgadas de color amarillo (L.E.V., op.cit). (Figura 14)
Figura 14. Desarrollo de las grandes fallas transcurrentes del bloque de Maracaibo durante el Mioceno. Tomado de Meléndez et al., (1996)
Pleistoceno: en contacto concordante y gradacional por encima de la Formación Onia se encuentran
los sedimentos de la Formación El Milagro, con facies de aguas dulces y llanas, depositados a una
distancia considerable del área fuente. Algunos autores consideran que el ambiente de sedimentación de
la Formación El Milagro, es fluvio-deltáico y lacustrino marginal depositados sobre un amplio plano
costero y de poco relieve, y estuvieron expuestos a la meteorización y anegamiento por lo menos tres
veces durante el Cuaternario. Estas condiciones facilitaron la acción eólica y algunas capas de la
formación pueden representar dunas (González de Juana, et al., 1980).
Figura 15. Paleogeografía de la secuencia depositacional T-7, relacionada con la orogenia andina (Mioceno Medio-Pleistoceno). Leyenda; 1, Napas de Lara, posición actual; 2, depocentro molásico; 3, areniscas y lutitas lacustres
a salobres. Tomado de Parnaud et.al, (1995).
La formación consiste de arenas friables muy micáceas, finas a gruesas, limos micáceos
interestratificados con arcillas arenosas, y lente lateríticos bien cementados. Hay dos capas arcillosas y
limosas, con abundante fragmentos y troncos de madera silicíficada. Estas capas cubren horizontes
característicos por abundantes nódulos de hierro y formación laterítica, que fueron interpretadas como
paleosuelos, (según Graff (1969), en L.E.V. op.cit ). El paleosuelo superior separa la gruesa unidad
inferior de la sección arenosa, característica de la Formación El Milagro. El paleosuelo inferior está
desarrollado sobre el centro del arco, y separa la formación de una unidad verdosa, posiblemente
equivalente a la Formación Onia (Figura 15.).
2.3.2 Marco estructural regional
La Cuenca del Lago de Maracaibo se encuentra ubicada al noroeste de Venezuela. Su extensión es
de aproximadamente 50.000 Km2 perteneciendo en su mayor parte al estado Zulia y en extensiones
menores a los estados Táchira, Mérida y Trujillo. Sus límites geográficos son al oeste y noroeste la Sierra
de Perijá, al Sureste la Cordillera de Los Andes y al este y noreste, la Serranía de Trujillo (González de
Juana et al., 1980). Se encuentra limitada por tres grandes fallas: al oeste la falla de Santa Marta, la falla
de Oca al norte y la de Boconó al Sureste, todas con movimiento transcurrente los cuales tienden a
generar una serie de fallas antitéticas y sintéticas (Figura 16).
2.3.3 Desarrollo estructural de la cuenca del lago de Maracaibo
Indudablemente el substratum metamórfico de la Cuenca de Maracaibo debió sufrir los efectos de
diversos períodos orogénicos paleozoicos, tales períodos no tuvieron mayor influencia sobre la
configuración actual de la cuenca ni sobre su arreglo estructural presente, si se exceptúa el evento tecto -
termal del Permo - Triásico, que con la formación del Arco de Mérida preparó el marco adecuado para la
sedimentación plataformal del intervalo de las calizas cretácicas, gran productor de petróleo en la
actualidad.
Figura 16. Mapa de ubicación del sistema regional de fallas en la Cuenca de Maracaibo. Tomado de Ghosh y otros, (1997), Fuente PDVSA.
El ciclo Paleógeno Temprano fue una época de inestabilidad que en ningún momento alcanzó
proporciones diastróficas. La gran deformación ocurrió en el Eoceno Tardío, contemporánea con la
extensa retirada de las aguas hacia el norte. En esta violenta pulsación orogénica se reactivaron todos
los lineamientos estructurales iniciados en el Cretácico Tardío, tomaron definitiva los anticlinales y fallas
características del sistema norte - sur y se produjeron algunas fallas del sistema oeste – este. Una nueva
recurrencia del movimiento hacia finales del período orogénico causó finalmente, o tal vez reactivó en
gran parte, los movimientos transcurrentes sinestrales que se observan en las grandes fallas norte - sur.
Este movimiento transcurrente ocasionó el desplazamiento de las fallas oeste - este, tal como fue
observado (González de Juana, 1980).
Al final del período orogénico del Eoceno Tardío y posiblemente durante gran parte del Oligoceno, las
tierras solevantadas fueron intensamente erosionadas, particularmente en la parte meridional de la
cuenca, donde se ha señalado que llegó a alcanzar niveles de la Formación Mito Juan.
Durante el Oligoceno Tardío - Mioceno Temprano se produjo la inversión de la cuenca, que en ese
tiempo presenta un gradiente moderado hacia el sur, (González de Juana, 1980).
El período de sedimentación de las formaciones La Rosa y Lagunillas parece haber sido de bastante
quietud tectónica. Sin embargo, fallas longitudinales mayores penetran la sedimentación miocena;
discordantemente sobre los grandes alineamientos mayores, los sedimentos miocenos se plegaron
formando declives suaves hacia el sur. Algunos yacimientos petrolíferos miocenos parecen estar
controlados por fallas en el área de Urdaneta, flanco oriental de Lama, levantamiento de Pueblo Viejo y
falla límite de Cabimas entre otros. Se conocen estructuras miocenas de pequeño relieve como los
sinclinales de Cabimas y Ambrosio y fallas que cortan al Mioceno como las fallas de Tía Juana, pero es
en las estructuras de Mene Grande donde se ha podido estudiar el tectonismo durante éste período,
llegando a la conclusión de que, o bien el Mioceno Medio fue un período de crecimiento estructural de los
pliegues y fallas formados durante el período orogenético del Eoceno Tardío, o bien las estructuras de
éste período fueron rejuvenecidas por una pulsación orogénica durante el Mioceno Tardío - Plioceno,
conservando las directrices tectónicas anteriores (González de Juana, 1980).
El último levantamiento de Los Andes venezolanos tuvo lugar durante el Mioceno Tardío-Plioceno
Temprano. La asociación de anticlinales de dirección general norte - sur con fallas crestales, o próximos a
la cresta, es una característica resaltante en toda la Cuenca de Maracaibo; el patrón estructural se
complementa con fallas de un sistema transversal, en el cual figuran elementos francamente oeste - este.
Las indicaciones de plegamiento predominan sobre las fallas en algunas zonas mientras que en otras el
fallamiento es preponderante; en este último caso los levantamientos están mejor definidos como bloques
levantados, estructuras “horst”, o fallas escalonadas en las cuales el desplazamiento relativo entre fallas
soporta el levantamiento (González de Juana, 1980).
2.3.4 Estratigrafía regional
En la Figura 17 se presentan las unidades litoestratigráficas definidas en la Costa Oriental de la
Cuenca de Maracaibo.
El basamento de la cuenca de Maracaibo está constituido por los metasedimentos de la Formación
Mucuchachí y equivalentes de edad Ordovícico y las capas rojas de la Formación La Quinta de edad
Jurásico, la cual se encuentra rellenando el sistema de "grabens" asociados a la apertura continental que
comenzó en el Triásico. Sobre la superficie parcialmente erosionada de las formaciones La Quinta y
Mucuchachí se depositó la siguiente secuencia de sedimentos:
Figura 17. Columna estratigráfica para la Costa Oriental del Lago. Fuente PDVSA (2002).
2.3.4.1 Cretácico: en el Neocomiense-Barremiense se deposita la Formación Río Negro,
caracterizada por areniscas blancas de grano grueso y conglomerados heterogéneos que representa un
período de depositación restringida.
En el Aptiense-Albiense se deposita el Grupo Cogollo, integrado por las formaciones Apón, Lisure y
Maraca. La Formación Apón está constituida por calizas grises y azulosas con intercalaciones de lutitas;
la Formación Lisure por calizas grises, areniscas calcáreas, cuarzosas y glauconíticas, grises o verdosas,
de grano medio a fino y lutitas grises; y la Formación Maraca por calizas masivas, de color beige a
marrón, e intercalaciones menores de lutitas negras (González de Juana et al., 1980).
En el Cenomaniense-Santoniense ocurre la depositación de la Formación La Luna, que representa
depósitos marinos a lo largo de toda la cuenca de Maracaibo y el máximo avance de los mares
cretácicos. Esta formación está constituida por calizas oscuras pelágicas y lutitas ricas en materia
orgánica.
En el Campaniense-Maestrichtiense se deposita la Formación Colón, constituida en su base por el
Miembro Socuy, una caliza micrítica con un espesor de 40 a 50 pies. Suprayacente al Miembro Socuy se
encuentran lutitas marinas de color gris a negro.
En el Maestrichtiense, cerrando el ciclo cretácico se deposita la Formación Mito Juan la cual está
constituída por areniscas litorales y lutitas grises. Ella representa el estado final de la caída relativa del
nivel del mar durante el Cretácico Tardío (Lugo, 1992).
2.3.4.2 Terciario: en el paleoceno, durante el Terciario Temprano se inicia un período
regresivo. Hay una retirada del mar hacia el noreste, desarrollándose amplias costas deltáicas y
cinturones litorales en el oeste y sureste de la Cuenca de Maracaibo. Sin embargo, sobre gran parte de la
plataforma de Maracaibo, el surco de Barquisimeto y hacia el borde de la zona este del Escudo de
Guayana, las condiciones marinas todavía prevalecían. Se deposita la Formación Guasare caracterizada
por algunas capas de calizas fosilíferas intercaladas con areniscas y lutitas ligeramente glauconíticas o
carbonáceas.
En el Eoceno Temprano la sedimentación, en la zona suroeste, central y oeste de la cuenca, ocurrió
en un ambiente fluvial (Formación Mirador) y deltáico (Formación Misoa). La Formación Trujillo se
deposita al este, entre la plataforma y el surco de Barquisimeto, los depósitos son de origen marino (Van
Andel en Gonzáles de Juana, 1958) y en su base se reconoce un miembro arenoso de ambiente marino
somero conocido como Miembro Santa Bárbara (González de Juana .et al, 1980).
En el Mioceno Temprano se inicia una transgresión la cual es seguida de facies regresiva,
representada por la Formación Lagunillas, la cual se divide en tres miembros: Lagunillas Inferior, Laguna
y Bachaquero. Lagunillas Inferior, el cual contiene arenas petrolíferas importantes intercaladas con lutitas
carbonosas abigarradas, cuya base se coloca donde aparecen las primeras faunas marinas de la
Formación La Rosa, y el tope se coloca en la base de las lutitas del Miembro Laguna. El Miembro Lutita
La Rosa, es lutítico y fosilífero con capas de lignito. El Miembro Laguna es arenoso con arcillas y
areniscas glauconíticas, ocasionalmente moteadas y sin lignitos, que representan una breve incursión de
aguas marinas normales. El intervalo superior, es el Miembro Bachaquero, integrado por areniscas
cuarzosas gris claro a marrón rojizo, ocasionalmente separadas por arcillas arenosas y en parte ligníticas;
el porcentaje de areniscas aumenta hacia el tope y son localmente petrolíferas en las áreas de Lagunillas
y Bachaquero.
La Formación Isnotú es depositada durante el Mioceno Tardío - Plioceno y se encuentra constituida
por arcillas, limolitas y areniscas de carácter continental.
2.3.5 Geología local
2.3.5.1 Geología Estructural Local: el área de interés forma parte de los estudios regionales y semi-
regionales que se hicieron en todo el Campo Bachaquero a partir de 1995. Los estudios realizados sobre
la sísmica 3D destacaron los rasgos estructurales importantes, los dominios de estilos diferentes, las
variaciones tectono - sedimentarias, acompañadas de la reactivación por inversión de fallas principales,
la deformación polifásica y la disarmonía de los terrenos durante el Paleógeno y Neógeno, explicando la
ocurrencia preferencial de plegamientos y fallamientos.
La configuración estructural del área del Yacimiento BACH-02, corresponde a un monoclinal fallado de
rumbo preferencial norte - sur con un cierre contra la falla de Pueblo Viejo al oeste, caracterizado por una
fuerte tectónica compresiva (Gou, Y. 1996). A continuación se destacan las características estructurales
que controlan la acumulación de los hidrocarburos:
Fallas mayores de rumbo norte – sur: dentro del área se encuentra la falla de Pueblo Viejo, que
junto con la falla de Icotea representan los dos sistemas de fallas principales de la Cuenca de
Maracaibo, y presentan alineaciones en dirección NNE-SSO.
Falla de Pueblo Viejo: en sección, la falla presenta un salto vertical normal a nivel del Cretáceo
(desplazamientos entre 2000 y 1000 pies) y Eoceno temprano, con su bloque deprimido al oeste,
mientras que en su parte más al norte presenta un salto inverso (desplazamiento de unos 1000
pies). Es una falla de tipo tijera. En el Mioceno y Plioceno la falla presenta siempre un salto
inverso, con su bloque deprimido al oeste. Los desplazamientos verticales varían entre 200 y
1.300 pies. Arealmente, tiene un rumbo general norte – sur.
La existencia de estructuras secundarias asociadas (pliegues y fallas en echelon) indican un
movimiento rumbo deslizante sinestral. La deformación y complejidad aumentan hacia el norte, mientras
su desplazamiento vertical parece reducirse drásticamente al extremo norte. El buzamiento de esta falla
es hacia el este con un ángulo mayor a los 75 grados, asociado al desplazamiento vertical de más de
1.000 pies. Algunos pozos cercanos tienen doble zona de interés, en donde el bloque levantado
pertenece al yacimiento BACH-02 y el deprimido corresponde a los yacimientos del área de Intercampos.
2.3.6 Estratigrafía local
2.3.6.1 Formación La Rosa: la secuencia sedimentaria del Mioceno en la Cuenca de Maracaibo
comenzó con los depósitos marinos de una transgresión que se extendió diacrónicamente en la Cuenca
de Maracaibo y propició la sedimentación de la Formación La Rosa (Gou, Y. 1996).
En la parte oeste del Lago de Maracaibo la formación consiste casi exclusivamente de lutitas. Toda la
sección es fosilífera y los macrofósiles son notorios en las capas más potentes de areniscas arcillosas
con pelotillas de glauconita y cemento calcáreo. Las lutitas arcillosas, muy fosilíferas, suelen ser piríticas.
En base a sondeos la Formación La Rosa fue dividida en cuatro zonas que en orden ascendente son:
1) Miembro Santa Bárbara, 2) Intervalo de lutitas marinas profundas de color verde (Miembro Lutita La
Rosa), 3) Arena Intermedia y 4) Arena La Rosa.
Formación La Rosa es una secuencia marina, formada por lutitas con capas arenosas intercaladas. La
unidad basal es el Miembro Santa Barbara, formada por arenas poco consolidadas, en parte arcillosa, de
color gris claro a marrón, con lutitas verde-gris interestratificadas con areniscas de grano medio y fino,
generalmente friables. Este miembro se extendió hasta el sureste y oeste del Lago sobre una superficie
erosionada con suaves elevaciones y depresiones. El mejor desarrollo de este miembro se ha encontrado
en el sinclinal de Icotea donde su espesor es de unos sesenta metros y en el área de Urdaneta al oeste
del Lago.
Suprayace al Miembro Santa Bárbara una secuencia lutítica verde – gris, con lutitas arenosas y
delgadas capas arenosas intercaladas, cuya extensión superficial señala el máximo avance de los mares
del Mioceno, denominada Miembro Lutita La Rosa. A este intervalo lutítico sigue una secuencia arenosa
(arena intermedia) formada por capas delgadas de arenas arcillosas con lutitas verdosas fosilíferas
intercaladas, terminando con una intercalación de lutitas arcillosas grises, arcillitas arenosas y areniscas
friables. Esta secuencia se continúa hacia arriba en las gruesas capas de areniscas friables de “Arenas
de la Rosa”. El espesor máximo de la Formación La Rosa varía entre 55 y 76 pies.
Esta Formación yace discordantemente sobre el Eoceno o Icotea, siendo su tope transicional con la
Formación Lagunillas, indicando el inicio de la lenta regresión marina que caracterizó los ambientes de
esta última formación.
2.3.6.2 Formación Lagunillas: la sedimentación derivada de la transgresión (Formación La
Rosa), fue seguida por facies regresivas representadas en el lago por la Formación Lagunillas y sus
equivalentes laterales en los grupos El Fausto y Guayabo (Gou, Y. 1996). Durante este tiempo ya ha
ocurrido la inversión hacia el SE del Lago de Maracaibo a partir de la flexión de la Costa del Campo
Bolívar en donde la Formación Lagunillas, productora de petróleo, pasa de ambiente salobre, marino
regresivo, oscilante en su base, indicado por la presencia de glauconita y por fósiles diagnósticos, dando
paso posteriormente a condiciones libres de influencia marina, fluviales.
Suprayacente al Miembro Lagunillas Inferior se encuentra el Miembro Laguna cuyo espesor puede
alcanzar hasta 33,5 pies y esta formado por lutítas grises fosilíferas y lutítas arenosas con capas
glauconíticas, representando una corta incursión marina.
Suprayacente al Miembro Laguna aparecen las arenas ricas petrolíferas de Marlago, caracterizadas
por arenas petrolíferas intercaladas con arcillas lutítas micáceas, carbonosas abigarradas; hacia arriba
aparecen arcillitas, arenas y carbón disperso. La parte superior de la Formación Lagunillas presenta
arcillitas abigarradas y lignitos de ambiente continentales a parálicos. El espesor de este miembro varía
entre 30 y 45 pies. Las arenas se incrementan hacia el tope. A esta secuencia se le denomina Miembro
Bachaquero. (Figura 18)
Figura 18. Secuencia estratigráfica local observada en
unregistro tipo del campo: BA 1940. Fuente PDVSA (2002).
El espesor de la Formación Lagunillas varía entre 137 y 275 pies, notándose un incremento en su
espesor en dirección oeste y sur. Esta unidad pasa lateralmente y hacia arriba a sedimentos de
ambientes más continentales.
ER
A
PE
RIO
DO
EP
OC
A
LIT
OL
OG
ÍA
DESCRIPCIÓN
LITOLÓGICA
Arcillas abigarradas y areniscas.
Mbro.
BACHAQUERO
Areniscas poco consolidadas, lutitas y algunos
lignitos.
Mbro.
LAGUNA
Areniscas poco consolidadas, lutitas y algunos
lignitos.
Mbro.
LAGUNILLAS INFERIOR
Areniscas intercaladas con arcillas y lutitas
carbonáceas abigarradas.
Mbro.
LUTITA LA ROSA
Lutitas de gran espesor, marinas con
intercalaciones locales de areniscas.
Mbro.
SANTA BÁRBARA
Arenas basales con intercalaciones de arcillas
laminares.
Lutitas de color gris oscuro.
Mbro.
ARENAS B
INFORMAL
Intercalaciones de areniscas y lutitas de litorales
a costeras, además de areniscas de canales
fluviales y que almacenan las mejores
acumulaciones petroleras en los Mbros. B-X del
Eoceno.
Mbro.
ARENAS C
INFORMAL
Areniscas de grano muy fino, densas, laminares
con bioturbaciones y estructuras de cono en
cono, las cuales fueron depositadas en un
ambiente de llanura de mareas.
PA
LE
OC
EN
O
Calizas arenosas, fosilíferas y areniscas
calcáreas, con intercalaciones de areniscas no
calcáreas de grano fino.
Fm.
MISOA
Fm. ISNOTÚ
N
E
O
G
E
N
O
P
A
L
E
O
G
E
N
O
C
E
N
O
Z
O
I
C
O
UNIDADES
LITOESTRATIGRÁFICAS
Fm. GUASARE
Fm. PAUJI
M
I
O
C
E
N
O
E
O
C
E
N
O
Fm.
LAGUNILLAS
Fm.
LA ROSA
2.3.7 Caracterización sedimentológica
Dentro del Campo Bachaquero se han logrado interpretar diversos ambientes sedimentarios para la
secuencia estratigráfica de interés, variando desde ambientes marinos hasta alcanzar ambientes de
carácter continental (Gou, Y. 1996).
Los sedimentos de la Formación Lagunillas fueron depositados en una secuencia regresiva con
algunos cortos ciclos transgresivos. Estos ciclos ocurrieron probablemente durante los periodos de
movimientos tectónicos que actuaron en las fallas de la estructura de Bachaquero, siendo mas evidentes
en los miembros marinos y próximo-costeros que en los sedimentos fluviales. Es importante tener en
cuenta que hubo levantamiento de las áreas hacia el este y erosión de las rocas del Eoceno que
proporcionaron material en cantidades y características tal como se aprecia en todo el campo de
Bachaquero y sus alrededores. En dicha área y en toda el área del Lago de Maracaibo hubo erosión del
Eoceno hasta producir una superficie topográfica sin mayores irregularidades. Con el levantamiento de
las áreas al este y sureste, así como con el hundimiento de la superficie de erosión que comenzó en el
oeste, se produjo una transgresión del mar en el cual se depositó la Formación La Rosa.
Como la discordancia del Eoceno era casi plana, los sedimentos de las Formaciones La Rosa y
Lagunillas fueron depositados casi paralelos a la discordancia. No obstante, en los alrededores del límite
Este del campo hubo crecimiento en las fallas de la estructura del Miembro Bachaquero a la par de la
sedimentación, lo cual causó variaciones del ángulo de las capas y erosión de sección en el lado
levantado.
A finales de la transgresión de la Formación La Rosa, la regresión de la Formación Lagunillas había
comenzado hacia el este. Durante el periodo en el que se depositó el Miembro Lagunillas Inferior, las
aguas eran llanas y se formaron fallas cerca de la creciente estructura, así como complejos de barras y/o
islas de barreras próximo-costeras. Las barras costeras crecieron hacia el oeste y se formó una laguna
entre estos y la costa.
Este episodio culminó con subsidencia y hubo una corta transgresión que paso por encima y al este
de la zona de falla. Durante este periodo se depositaron capas de arcillas y algunos limos que separaron
al Miembro Lagunillas Inferior del Miembro Laguna. Este periodo fue seguido por un ciclo de regresión el
cual volvió a las condiciones sedimentarias anteriores. Se depositaron complejos de barras y/o islas de
barreras separados por depósitos de laguna o bahías. Durante la sedimentación del Miembro Laguna
ocurrió una corta transgresión durante la cual se depositaron arcillas que dividieron el miembro en dos
partes. La parte superior también está compuesta de barras costeras y sedimentos altamente
bioturbados, representando un ambiente lagunal o bahía. El contacto entre los sedimentos del Miembro
Laguna y el Miembro Bachaquero, unidad inferior es transicional. Los sedimentos son arcillosos de bahía
o lagunal, pasando a sedimentos lacustres o llanuras de inundación. Por encima de estas arcillas se
encuentran sedimentos fluviales con canales entrelazados, separados por arcillas de planicie de
inundación o lacustre.
Los sedimentos del Miembro Bachaquero Inferior están separados del Miembro Bachaquero Medio
por una arcilla que es delgada al norte y que aumenta en espesor hacia el sur y hacia la base de las
fallas en el sur. El aumento de espesor en este sector y cerca de las fallas indica que el ambiente fue
controlado por la subsidencia en estas áreas. Una vez más hubo una subsidencia que generó otro ciclo
de sedimentación de arcillas seguida por sedimentos fluviales. Las arcillas que separan el Miembro
Bachaquero medio del Miembro Bachaquero superior siguen siendo delgadas al norte y gruesas al sur y
contra las fallas. También se encuentran clastos de arcillas intercaladas con arenas fluviales como en el
Miembro Bachaquero Medio.
CAPITULO III
MARCO TEÓRICO
Ambientes sedimentarios
Un ambiente sedimentario es una porción geográfica limitada de la superficie, que puede ser
fácilmente distinguida de las áreas adyacentes a través de un conjunto de condiciones físicas, químicas y
biológicas, bajo cuyas influencias se acumulan los sedimentos. Este conjunto de condiciones conlleva a
la posterior identificación del ambiente y determina las propiedades que presentan los sedimentos
depositados en él. (Figura 19 ).
Figura 19. Tipos de ambientes sedimentarios
(Imagen tomada INTRANET-PDVSA 2007).
3.1 Núcleos
El núcleo es una muestra de roca tomada a cualquier profundidad de un pozo petrolífero, obtenida por
métodos especiales para preservar las características geológicas, físico-químicas y se obtiene con el
propósito de hacerle estudios petrofísicos, micropaleontológicos, microtectónicos, sedimentológicos, etc.
(Barrios E. 2002). (Figura 20)
Figura 20. Clasificación de núcleos. Tomada de Intranet PDVSA (2007).
3.2.1 Ventajas de las muestras de núcleos
Corresponden a profundidades exactas.
Muchas veces están libres de contaminación por los fluidos de perforación.
Corresponden a litología representativa.
Sus resultados son muy confiables.
Se obtienen en formaciones de cualquier litología.
Se usan en las correlaciones de registros eléctricos y elaboración de mapas de tamaño de grano,
arcillosidad, grado de compactación, etc.
3.3 Unidades sedimentarias
Las unidades sedimentarias se definen como depósitos de rocas que representan un evento
sedimentario particular o evento sedimentario repetitivo. También se pueden definir como una asociación
de facies sedimentarias en equilibrio.
Uno de los aspectos fundamentales de todo análisis sedimentológico es la identificación de la
evolución vertical de las secuencias sedimentarias bajo estudio. Se define entonces una secuencia
sedimentaria como “una sucesión vertical de estratos organizados de una manera específica y limitada a
gran escala por discordancias y a menor escala por cambios abruptos entre facies sedimentarias”
(Barrios E. 2002).
3.4 Parámetros petrofísico
3.4.1 Resistividad de la formación: la resistencia que ofrece un material al flujo eléctrico es directamente
proporcional a la longitud del material e inversamente proporcional a su área. Esta constituye una
propiedad muy importante para indicar litología y contenido de fluido. La mayoría de los minerales
constituyentes de las rocas al igual que los hidrocarburos, no son conductores de la electricidad o sea
son resistivos.
En las rocas sedimentarias la parte sólida esta formada por minerales no conductores de la
electricidad tales como el cuarzo, silicatos, carbonatos, etc. Estas rocas conducen la electricidad
solamente debido a la presencia de fluidos conductivos dentro de los espacios porosos
interconectados, como el agua de formación.
3.4.2 Resistividad del agua de formación: el medio poroso de un yacimiento puede contener agua,
petróleo y gas en diferentes proporciones, o bien uno de ellos; en este caso es el agua. La mayoría de las
rocas de los yacimientos, sin embargo, contienen siempre cierta cantidad de agua de formación aún
cuando se aproximen a condiciones de ser mojadas por petróleo. El conocimiento sólido de la resistencia
del agua de formación, es factor básico para la interpretación de registros eléctrico.
3.4.3 Temperatura de la formación: En vista que la resistividad de las soluciones acuosas está en
función de la temperatura y para interpretar cuantitativamente los registros, es necesario conocer la
resistividad del agua de la formación y del lodo de perforación a la profundidad que nos interesa, por
consiguiente, es preciso determinar la temperatura a cualquier profundidad. La temperatura de las
formaciones es función de la profundidad a la cual se encuentra un determinado estrato y del gradiente
geotérmico (la proporción en que aumenta la temperatura con la profundidad) del área considerada.
3.4.4 Porosidad: es el volumen poroso por unidad de volumen de la formación. Es la fracción del
volumen total de una muestra que está ocupada por poros o espacios vacíos. Una sustancia densa y
uniforme, como lo sería un pedazo de vidrio, tiene porosidad cero. Por el contrario, una esponja tiene
porosidad muy alta. La porosidad de las formaciones del subsuelo puede variar considerablemente. Los
carbonatos densos (calizas y dolomitas) y las evaporitas (sales, anhidritas y yeso) pueden tener cero de
porosidad, para todos los efectos prácticos. Por su parte, las areniscas bien consolidadas pueden tener
de 10% a 15% de porosidad, mientras que las no consolidadas pueden tener un 30% o más de
porosidad. Finalmente, las lutitas o arcillas pueden tener una porosidad mayor de 40% llenas de agua,
pero estos poros individualmente considerados, son por lo general tan pequeños, que la roca es
impermeable al flujo de los fluidos. (Figura 21)
Existen muchos tipos de porosidad presentes en la roca yacimiento, uno de los cuales puede ser más
dominante que el otro, pero que a menudo coexisten. Los más comunes son: Porosidad Intergranular,
Intragranular, Intercristalina y Móldica, los cuales son dependientes de la fábrica de la roca, y por fractura,
por Canales, Vacuolar y Cavernosa, las cuales no son dependientes de su textura original.
Figura 21. Empacamiento y porosidad de esferas (LINK, 1992).
La porosidad depende principalmente de los siguientes factores:
El empaque geométrico, en condición ideal, el empaque de los granos esféricos que son todos del
mismo tamaño, dan como resultado las siguientes porosidades de acuerdo a los distintos
empaques geométricos. (Figura 22)
El escogimiento, el paquete de granos esféricos de diferentes tamaños (mal escogimiento) reduce
la porosidad. (Figura 22)
La cementación, la acción de cementación por cristalización secundaria de cualquier mineral
(cuarzo, calcita, dolomita, etc.) reduce la porosidad.
La angularidad y grados de redondez tienen influencia en la porosidad, los granos con mayor grado
de redondez permite una mayor porosidad y viceversa. (Figura 23)
ESFERA DE EMPAQUETAMIENTO
RÓMBICO
POROSIDAD: 0.27
EMPAQUETAMIENTO CÚBICO
DE ESFERAS
POROSIDAD:0.48
EMPAQUETAMIENTO DE
DOS TAMAÑOS DE ESFERAS
POROSIDAD: 0.14
Figura 22. Modelo de porosidades en función de empaquetamiento ideal.
La granulación (el proceso por el cual los granos de los minerales se rompen por presión de
sobrecarga), por lo general, aumenta la porosidad. Sin embargo, la superficie específica también se
incrementa, por lo tanto, se reduce la permeabilidad.
La solución de minerales de aguas circulantes aumenta la porosidad. En los sedimentos clásticos
esto no tiene mucha importancia. No obstante, constituye un factor significativo, para el desarrollo
de la porosidad en las rocas carbonáticas.
Muchos de los procesos diagenéticos que han estado presentes durante y después que los
sedimentos se han depositado, también afectan la porosidad.
Figura 23. Redondez y esfericidad de granos clásticos.
La porosidad usualmente se expresa en porcentaje y se representa con la letra griega PHI (θ).
Matemáticamente está expresada mediante la siguiente expresión:
θ = Vp x 100
Vt
Donde: θ: Porosidad, Vp: Volumen poroso, y Vt: Volumen total.
Porosidad intergranular o primaria: las porosidades se clasifican de acuerdo a las condiciones
físicas del material que rodea los poros, así como según la distribución y forma de los poros
mismos. En una arena limpia, la matriz de la roca está compuesta de granos individuales, las
cuales son más o menos esféricos y se encuentran empacados de alguna forma donde existen
poros entre ellos. Esta porosidad se denomina intergranular o porosidad de matriz y por lo general
han perdurado en las formaciones desde la época en que fueron depositadas, por esta razón
también se les conoce como porosidad primaria.
Porosidad secundaria: dependiendo de la forma en que fueron depositadas, las calizas y
dolomitas también, pueden tener porosidad intergranular. Pueden igualmente exhibir una porosidad
secundaria la cual se presenta en forma de cavidades de disolución o pequeñas cavernas. La
porosidad secundaria es causada por la acción de las aguas de formación y/o de las fuerzas
tectónicas sobre la roca después de la deposición. Las calizas, dolomitas y rocas ígneas y
metamórficas pueden desarrollar porosidad secundaria por efecto de fracturas (acción del
tectonismo).
Las tensiones en la formación también pueden causar redes de fracturas o fisuras, lo cual aumenta el
volumen poroso. Por lo general, el volumen real de las fracturas, es relativamente pequeño normalmente
no incrementa la porosidad de la roca de manera significativa, aunque si puede mejorar la permeabilidad.
Por ejemplo, las aguas ligeramente ácidas que penetran a la formación pueden crear y agrandar los
espacios porosos por acción de su movimiento a través de los canales de interconexión en las calizas, al
mismo tiempo, las conchas de los pequeños crustáceos atrapados allí pueden disolverse y formar
cavidades.
En resumen, el total de espacios vacíos interconectados a través de los cuales puede haber movilización
de fluidos se conoce como porosidad efectiva, mientras que, la porosidad no efectiva corresponde a los
poros aislados. La suma de la porosidad efectiva y la no efectiva produce porosidad total, la cual
representa todo el espacio vacío de la roca.
3.4.5 Factor de resistividad de formación: la piedra angular de la interpretación cuantitativa de los
registros es el conjunto de relaciones propuesto por G.E. Archie en 1941, el cual relaciona la resistividad,
la porosidad y la saturación de agua de los yacimientos de hidrocarburos. Archie introdujo el concepto de
“factor de resistividad de la formación”, (F), o simplemente factor de formación, por medio del cual se
relaciona la resistividad de una arena saturada de agua Ro con la resistividad del agua Rw.
3.4.6 Saturación: la fracción del espacio poroso ocupado por el agua se denomina “saturación de agua”
o Sw, la fracción restante de petróleo o gas, se denomina “saturación de hidrocarburo” o So, como uno es
el componente del otro, entonces Sh = (1-Sw). Por lo general en yacimientos hidrófilos se suponen que
estuvo inicialmente repleto de agua y que a lo largo del tiempo geológico, el petróleo o el gas formados
en otro lugar, migraron hacia la formación, desplazando agua de los espacios porosos de mayor tamaño.
Sin embargo, los hidrocarburos que migran nunca desplazan toda el agua intersticial. En efecto, hay una
saturación de agua irreducible o Swi, representada por el agua retenida por la tensión superficial sobre la
superficie de los granos, en el contacto entre los granos y en los intersticios más pequeños. Su valor
varia entre 0.05 (5%) en las formaciones de granos muy gruesos, hasta 0.4 (40%) o mas, en las
formaciones de granos muy finos con alta superficie especifica. El agua irreducible no fluiría cuando la
formación se somete al proceso de producción.
Cuando el petróleo y el gas (que no son conductores de la electricidad) están presentes en una roca
porosa, conjuntamente con una cierta cantidad de agua salina de formación, la resistividad total (Rt) es
mayor que la resistividad inicial (Ro) de esa misma formación (si estuviera saturada 100% de agua),
debido a que hay un volumen menor de agua disponible para el paso de la corriente eléctrica.
La resistividad total de una roca parcialmente saturada de agua (Rt), depende no sólo del valor de Sw,
sino también de su distribución en el interior del espacio poroso. La distribución de las dos fases (agua e
hidrocarburo) dentro de la roca, depende de la humectabilidad de la misma, de la dirección en que fue
establecida (drenaje o imbición) y del tipo de porosidad (intergranular, cavernosa o ambas).
3.4.7 Permeabilidad: es la medida de la facilidad con que los fluidos se desplazan a través de una
formación. La permeabilidad es una propiedad dinámica para una muestra dada de roca y para un fluido
homogéneo, siempre que el fluido no interactúe con la roca misma. La unidad de permeabilidad es el
“Darcy”, la cual es bastante grande. Por ello se emplea la milésima parte, o sea, el milidarcy (md). El
símbolo de la permeabilidad es (k). Una roca que tiene una permeabilidad de un darcy permite en paso
de 1cm3 de fluido con una viscosidad de un centipoise (viscosidad del agua a 68 °F) que fluye a través de
1cm2
de su superficie por una distancia de 1 centímetro en un segundo, con una caída de presión de
14,7 libras por pulgada cuadrada. Para que sea permeable, la roca debe poseer poros interconectados o
fracturas, por lo tanto, hay una relación de tipo general entre la porosidad y la permeabilidad.
Una mayor permeabilidad, generalmente se corresponde con una mayor porosidad, aunque esto no
constituye una regla absoluta. Las lutitas y algunas arenas tienen una alta porosidad, pero los granos son
tan pequeños que los conductos aprovechables para el movimiento del fluido, son bastante restringidos y
tortuosos. Por tal motivo, la permeabilidad puede ser muy baja en tales casos. Otras formaciones, como
las calizas, pueden estar compuestas de roca dura ininterrumpida por fisuras muy pequeñas o por
fracturas de gran extensión. La porosidad de tales formaciones puede ser baja, pero la permeabilidad de
una fractura puede ser muy grande. En consecuencia, las calizas fracturadas, pueden exhibir una
porosidad baja con una permeabilidad extremadamente alta.
El volumen total de los espacios porosos interconectados se llama “porosidad efectiva”. En las rocas
clásticas, esta es generalmente igual a la porosidad total o absoluta. Es obvio que si los poros de una
roca no estuvieran interconectados, no existiría permeabilidad alguna. La permeabilidad cuando sólo hay
un fluido en el espacio poroso, es la permeabilidad absoluta. La permeabilidad efectiva describe el paso
de un fluido a través del medio poroso, en la presencia de otros fluidos. Ella depende no solo de las
propiedades de la roca, sino también del porcentaje de fluidos presentes en los poros, es decir sus
saturaciones.
La permeabilidad también se puede clasificar dependiendo de:
Dirección del flujo:
1. Permeabilidad Horizontal (paralela al estrato).
2. Permeabilidad Vertical (por fracturas).
Según el fluido en el espacio poral:
1. Permeabilidad Absoluta (Un solo fluido en el espacio poral). KA >1
2. Permeabilidad Efectiva (Dos o tres fluidos en el espacio poral). KE < KA
3. Permeabilidad Relativa (Relación entre la Absoluta y la Efectiva). KR <1
3.5 Arcillosidad de las formaciones
Petrológicamente, como arcillas se definen a los silicatos complejos hidratados de alumina que
constituyen la caolinita, illita, montmorillonita, clorita y vermiculita, cuyo tamaño de partícula es inferior a
1/256 mm. Tanto la composición como el tamaño de partícula son intrínsecos a la definición, pero
también es cierto que otras partículas minerales pueden adquirir un tamaño inferior a 41 micras y caer en
el rango del tamaño de los minerales de arcilla, aunque de hecho no constituyen minerales de arcilla. La
lutita es la roca compuesta de minerales de arcilla, mas esa otra variedad de minerales de grano muy
fino, como cuarzo, oxido de hierro, micrita y materia orgánica. De hecho los minerales de arcilla muy
raramente constituyen capas puras. Las lutitas pueden tener hasta un 50% de cuarzo y otros minerales
en el rango de tamaño del limo (1/16 a 1/256 mm) o aun menor.
Una gran proporción de las arenas arcillosas son rocas diagenéticamente alteradas, en las cuales la
calidad original del yacimiento ha sido degradada por la precipitación de minerales, especialmente de
arcilla, dentro del sistema poroso. Estos minerales se desarrollan como cobertura de la pared del pozo, o
también como relleno de poro, y controlan las propiedades físicas y electroquímicas del sistema por su
gran área superficial específica.
3.5.1 Minerales de arcillas
Antiguamente se suponía que los minerales de arcillas que ocupaban los espacios o intersticios en las
areniscas eran de origen detrítico, es decir, se encontraban formando parte de la matriz, sin embargo,
numerosas investigaciones han demostrado que los minerales de arcillas pueden encontrase dentro de
las areniscas no solo como partículas detríticas en la matriz, sino ser también producto de la alteración de
partículas detríticas inestables y como producto de la precipitación de soluciones porosas dentro del
sedimento durante la diagénesis.
Muchos factores afectan tanto el contenido como el origen y la composición de los minerales de arcillas
presentes en una arenisca. Entre ellos están el tipo de roca fuente, ambiente depositacional y variaciones
climáticas, ambiente tectónico, profundidad de soterramiento, temperatura y el tiempo geológico.
La determinación y estudio de la precipitación de los minerales de arcillas dentro de las areniscas es de
gran importancia, ya que incluso la presencia de pequeñas cantidades de ellas tienen un gran efecto
sobre la permeabilidad, porosidad y otras propiedades de la roca, pudiendo reducir seriamente su
potencial como reservorio.
En la mayoría de las areniscas, el volumen de minerales de arcillas autigénicas es pequeño, por lo
general menor al 5% del volumen total con excepción de las areniscas volcaniclásticas. Esos minerales
de arcillas pueden encontrarse como forros o envoltorios alrededor de los granos detríticos, delineando
los poros o en forma de agregados rellenando los espacios o intersticios. Estos forros o envoltorios
alrededor pueden estar bien desarrollados en algunas areniscas, llegando a alcanzar espesores de hasta
50 micras. Por lo general este tipo de precipitación es temprana y tiene una gran importancia porque
puede inhibir la cementación posterior de otros compuestos (cuarzo, calcita, etc.), preservando así la
porosidad de gran importancia para mantener la calidad como reservorio de las rocas.
En cuanto a la composición de los minerales de arcillas precipitados, estas pueden ser potasitas (illita
y sus polimorfos), sódicas y cálcicas (grupo esmectita), libres de cationes alcalinos y alcalinotérreos
(caolinita y sus polimorfos) o con un contenido de Fe++ y /o Mg++ (grupo clorita). Según Blatt (1979) los
requerimientos químicos para la precipitación de la illita y/o la montmorillonita (esmectita), en las aguas
del subsuelo son al menos de 0.1 ppm de alumina disuelta [A1(OH)4-], 1 ppm se sílica (H4SiO4), un valor
mayor a 13 en la relación log(Na+/H+) y/o un valor mayor a 20 en la relación log(K+/H+). Si el Na+ es
deficiente, la esmectita (montmorillonita) no se forma, si es el K+ es deficiente, la illita no se forma. Si
ambos son deficientes, se puede formar la caolinita. Si también la alumina y la sílica son deficientes, no
se forma ninguna arcilla.
Una de las propiedades mas importantes de las arcillas es la capacidad de intercambio catiónico, la
cual es la fuente del exceso de conductividad. Las plaquetas de las arcillas se encuentran cargadas
negativamente como el resultado de substituciones iónicas en la red cristalina y enlaces rotos en sus
bordes. Los cationes que balancean las cargas, típicamente el Na+, residen en la superficie de la arcilla
seca. Cuando esta se pone en contacto con una solución salina, estos cationes Na+ son mantenidos en
suspensión cerca de la superficie de la arcilla y, como resultado, repelen los aniones C1- presentes en la
solución, lejos de dicha superficie. Directamente sobre la superficie de la arcilla se encuentra una capa de
agua absorbida. Próxima a ella, hay una capa, que contiene iones Na+ hidratados en suficiente cantidad
para balancear la carga negativa de la plaqueta. La concentración de cationes de sodio puede ser
medida por medios químicos y es llamada capacidad de intercambio catiónico debido a que los cationes
Na+ son intercambiados por cationes de Ba+, por ejemplo cuando una solución de BaCl2 es pasada a
través de la arcilla. En general, todas las arcillas tienen carga negativa debido al desbalance
electroestático natural de sus redes arcillosas. Un balance parcial o pseudobalance es originado por la
absorción sobre la superficie de la arcilla de iones de carga opuesta; y son las cantidades adicionales de
estos iones los que forman líquidos cerca de la superficie de la arcilla, los cationes absorbidos sobre la
superficie de la arcilla son rápidamente cambiados por otros cationes presentes sobre los líquidos. La
cantidad de iones intercambiados es llamada coeficiente de intercambio catiónico (CIC), también
se le conoce como capacidad de intercambio catiónico y fue propuesto en 1956.
La capacidad de intercambio catiónico depende de las transformaciones que pueda sufrir una roca a
través del tiempo geológico y es comúnmente medida en miliequivalentes por 100 gr de arcilla seca.
Estudios de laboratorio han demostrado que valores altos de CIC son característicos de arcillas del tipo
montmorillonita debido a su alta capacidad de absorción, y valores de CIC son propios de arcillas del tipo
caolinita y clorita.
3.5.2 Tipos de minerales de arcillas y modo de ocurrencia en las areniscas
Los minerales de arcillas en las areniscas, pueden ser de origen alogénicos y autigénicos. Los de
origen detrítico o alogénico se originan fuera de la roca que los contiene, es decir fuera del área de
depositación, y son mezcladas con la fracción arenosa durante o inmediatamente después de la
sedimentación; mientras que los autigénicos se forman “in situ”, subsecuentemente con el soterramiento,
bien sea por precipitación directa de soluciones porosas, por regeneración o alteración de minerales de
arcillas o minerales detríticos preexistentes.
3.5.2.1 Arcillas alogénicas
De acuerdo con los modos de ocurrencia de las arcillas alogénicas en las areniscas, estas pueden se
de dos tipos: las sindepositacionales y las introducidas un tiempo corto después.
3.5.2.1.1 Arcillas alogénicas sindepositacionales
Son las arcillas introducidas conjuntamente con la depositación, pueden encontrarse como partículas
de tamaño arcilla o como agregados arcillosos de tamaño que varia entre el intervalo de limo al de
guijarro. El tamaño, forma y distribución dependerá del proceso físico o biogénico que lo controle y su
ocurrencia en las areniscas puede darse en cualquiera de estas formas y orígenes:
a) Las partículas individuales de arcillas están dispersas como matriz en las areniscas y son
depositadas simultáneamente con los granos tamaño arena.
b) Las arcillas pueden concentrarse en laminas (arcillas “flaser”), como resultado de las variaciones
en la competencia del agente de transporte en el ambiente de depositación.
c) Como parte de un fragmento de roca de lutita de formaciones antiguas.
d) Como clastos de arcillas derivadas de la erosión de las capas depositadas, es decir,
penecontemporáneos a la depositación.
e) Como producto del proceso de floculación de arcillas que viajan en suspensión, formando
partículas aglomeradas de tamaño arena.
f) Como arcillas biogénicas o pellets, por ingestión y excreción del lodo por organismos.
3.5.2.1.2 Arcillas alogénicas introducidas
g) Producto de procesos de bioturbacion.
h) Por infiltración residual de otras capas de sedimentos mas finos Infra a suprayacentes, producto
del movimiento de los fluidos de poro.
i) Como parte de partículas micáceas degeneradas. (Figura 24).
Figura 24. Modo de Ocurrencia de los minerales
de arcillas alogénicas en las areniscas.
3.5.2.2 Arcillas autigénicas.
Las arcillas pueden formarse autigénicamente en las areniscas, bien sea como un producto de
precipitación directa de las aguas (neoformación) o a través de reacciones entre materiales precursores y
el agua de poro. Las arcillas regeneradas pueden tener la forma de cualquiera de sus precursores
alogénicos o neoformados y sus principales modos de ocurrencia son:
1. Delineando los poros o como envoltorios de granos. Son arcillas precipitadas sobre la superficie
de los granos detríticos, excepto en los puntos de contactos entre dichas partículas. La
orientación individual de los minerales de arcillas puede exhibir una disposición perpendicular o,
normal a la superficie del grano (aros) o, paralela a la superficie del mismo (como forros o
envoltorios).
2. Como relleno de poro. Son arcillas que rellenan y obstruyen los poros intersticiales en forma de
hojuelas individuales o agregados de hojuelas que no exhiben una orientación relativa a la
superficie de los granos.
3. Como reemplazo. Son arcillas que han reemplazado parcial o totalmente los granos detríticos y
preserva la textura del grano reemplazado.
4. Como relleno de fracturas y cavidades. Raramente las arcillas rellenan fracturas o cavidades las
cuales atraviesan una serie de granos detríticos. (Figura 25).
Figura 25. Modo de ocurrencia de los minerales
de arcillas autigénicas en las areniscas.
3.5.3 Criterios para distinguir Arcillas Autigénicas
Los criterios han sido agrupados en cinco categorías:
3.5.3.1 Composición
1. Las arcillas autigénicas tienen un alto grado de pureza, reflejado en su composición, uniformidad
de color, textura y su transparencia. Las arcillas alogénicas no, debido a su degradación durante
el proceso de evolución desde la roca fuente hasta el lugar de depositación.
2. Algunos conjuntos de arcillas autigénicas son monominerálicas, debido a que su generación
ocurre bajo unos intervalos de condiciones físicas y químicas limitadas. Las alogénicas, se
derivan de una serie diversa de rocas y suelos, por lo que suelen ser una mezcla de dos o más
tipos.
3. Los conjuntos de arcillas autigénicas en las areniscas, a veces difieren radicalmente de los
conjuntos de arcillas detríticas en las capas o laminas de las lutitas asociadas. Esta relación se
determina mejor por comparación con patrones de difracción de rayos-x, sin embargo, en
secciones finas pueden diferenciarse porque presentan características ópticas diferentes (color,
birrefringencia, etc.), esto es debido a que se generan en un intervalo estrecho de condiciones
físico- químicas comparadas con las detríticas.
4. Las arcillas autigénicas delineadoras de poros, pueden exhibir una zonación de colores
concéntricos, sobre todo en aquellas areniscas que presentan clorita o esmectita delineante
gruesa. Las alogénicas podrían presentarlo solo si han sufrido alteraciones diagéneticas.
3.5.3.2 Morfología.
1. Las arcillas autigénicas, por lo general exhiben hábitos cristalinos; este es uno de los criterios
mas usados y se considera muy confiable. Las arcillas de origen detrítico invariablemente
exhiben contornos irregulares. Sin embargo, hay que considerar que la distinción entre arcillas
neoformadas bien cristalizadas y la matriz “recristalizada”, puede hacerse difícil y debe en este
caso utilizarse otro criterio como el caso de la composición.
2. Algunas arcillas autigénicas muestran terminaciones parecidas a finos listones o espinas, como el
caso de las arcillas de capas mixtas del tipo illita/ esmectita y la illita, las cuales pueden tener
longitudes que varían desde una fracción de micra hasta 30 micras, esto evidencia la ausencia de
posibilidad de un transporte. Sin embrago, algunas arcillas detríticas pueden presentar
irregularidades en su superficie y en este caso para evitar confusiones es conveniente usar otros
criterios.
3. Las arcillas autigénicas no se deforman por compactación. Las arcillas alogenitas y las micas, a
veces se amoldan o ajustan a los bordes de los granos detríticas como resultado de la
deformación durante la compactación.
4. Las arcillas autigénicas pueden formar pseudomorfos de granos detríticos, los cuales pueden
conservar algunas características del grano (clivaje, trazas de maclas, etc.), que evidencian el
origen autigénico del mineral.
3.5.3.3 Textura.
1. Las areniscas que contienen arcillas autigénicas muestran una ausencia en la distribución de
tamaños en la fracción de limo. Las areniscas que contienen cierta proporción de arcillas
alogénicas, comúnmente presentan una distribución unimodal continua desde el tamaño de arena
al de la arcilla.
2. El tamaño de las partículas de arcillas autigénicas en las areniscas es mayor que el de las
alogénicas en las lutitas adyacentes.
3.5.3.4 Distribución.
1. Las arcillas autigénicas, delinean los poros o forman aros o envoltorios alrededor de los granos
detríticos, pero no en los puntos de contacto entre granos. Las alogénicas comúnmente están
presentes en los puntos de contacto y rellenando poros.
2. Las arcillas autigénicas presentan un relleno de poro irregular, mientras que las alogenitas,
invariablemente están distribuidas a los largo de la zona de ocurrencia.
3. Las arcillas presentes en zonas de fracturas son autigénicas.
4. Las arcillas autogénicas están ausentes en aquellas porciones de las areniscas cementadas
muy tempranamente y presentes en las porciones no cementadas.
5. Envoltorios de arcillas que cubren otros componentes autigénicos tempranos, son por lo tanto de
origen autigénicos.
6. Las hojuelas individuales de las arcillas autigénicas suelen disponerse radialmente la superficie
de los granos.
7. Algunas arcillas autigénicas (esmectita, illita/ esmectita, illita). Pueden formar puentes de hasta 50
micras de longitud entre dos superficie de granos, cerca de sus puntos de contacto.
3.5.3.5 Estructura
1. Los minerales de arcillas o politipos de baja temperatura presentes en las areniscas son
típicamente autigénicas (clorita la y lb; Ilita 1M), esto puede ser deducido siempre y cuando los
minerales de arcillas presentes en las lutitas intercaladas consistan predominantemente de
politipos de alta temperatura. Sin embargo, no todos los politipos son de baja temperatura, los
hay de alta temperatura como el caso de la clorita llb.
2. Las arcillas autigénicas exhiben un alto grado de cristalinidad a excepción de las arcillas de
capas mixtas.
3.5.4 Principales características de los minerales de arcillas autigénicas más comunes. 3.5.4.1 Grupo esmectita
Este grupo incluye las siguientes especies mineralógicas: montmorillonita, beidelita, nontronita,
hectorita, saponita, estevensita y vermiculita. La montmorillonita es de este grupo de arcilla, la más
común [A14(Si4O10)2(OH)4. nH2O], pudiendo ocurrir sustitución del A13+ por el Fe2+, Mg2+ o Zn2+.
Como resulta una carga negativa con tal de sustitución, esta se balancea con otros cationes como Na+,
k+ y Ca2+, dando lugar a la formación de cualquiera de las especies mineralógicas de este grupo. Un
ejemplo, es el reemplazo de A13+ por Fe3+, formándose así la montmorillonita.
Debido a que de los cuatros grupos principales de minerales de arcillas (illita, esmectica, caolinita y
clorita), son los que más dificultades presentan en ser reconocidos ópticamente, se han obtenido
técnicas que facilitan su identificación. Ésta consiste en teñir las muestras con una solución acuosa de
“hidrocloruro de benzidina”, ya que adquiere un color amarillo profundo, mientras que las otras arcillas no
se ven afectadas. En general, estos minerales presentan colores blancos a amarillos-rojizos de primer
orden. Suelen encontrarse tanto en sedimentos y rocas de origen marinos y no marinos pero son
especialmente abundantes en sedimentos volcaniclásticos y en bentonitas.
Estos minerales pueden presentarse en la arenisca como envoltorios que delinean las paredes de los
poros o los granos si su origen es precipitado, o pueden encontrarse como agregados cripto a
microcristalinos en los espacios intersticiales, si son de origen detrítico. (figura 26)
Los minerales de este grupo, son buenos indicadores del grado de diagénesis en las rocas
sedimentarias clásticas, pero especialmente en los Sedimentos argiláceos o lutitas donde se usan en la
determinación de geotemperatura. Cualquiera sea su origen (detrítico o autigénicos), son fácilmente
hidratable al aumento de las condiciones de temperatura y presión durante el soterramiento. Esto
acompañado de la presencia de cationes suministrado por la soluciones de poro, los cuales tienden a
sustituir moléculas de agua entre las capas de las estructuras cristalinas de dichos minerales, trae como
consecuencia la transformación de ellos a otros tipos de minerales de arcillas como la illita y/o clorita, a
través de estructura de arcillas de capas mixtas del tipo illita/esmectita ( por reacción con cationes de K+)
y clorita/ esmectita (correosita, por reacción con cationes de Mg2+ ó Fe2+ Fe3+ ).
Los minerales del grupo esmectita, pueden originarse (Dunoyer de Segonzac, 1970), a lo largo del ciclo
geológico sedimentario, bajo las siguientes condiciones:
1.- En perfiles de suelos por degradación de los silicatos.
2.- En venas hidrotermales, siendo también del tipo magnésicas (principalmente
saponitas).
3.- Durante las primeras etapas de depositación y soterramiento somero pueden ocurrir:
a) Por precipitación química en ambientes ligeramente alcalinos, bien sean marinos o lacustrinos.
b) Por transformación de vidrio volcánico en ambientes alcalinos dando lugar a la formación de
bentonitas [arcillas montmorilloníticas, formadas por desvitrificación de productos volcánicos que
han sido parcialmente ilítizados (I/S) por el contenido de K+ del ambiente marino].
Figura 26. Sección fina de minerales de arcillas
del tipo Esmectita rellenando poros.
3.5.4.2 Grupo Caolinita
El grupo caolinita [A12Si2O5(OH)4], incluye las siguientes variedades polimórficas: caolinita
propiamente dicha, dichita, nacrita, endelita (para la caolinita hidratada) y haloisita (para la caolinita
parcialmente hidratada). Estos minerales de arcillas, son muy comunes en las rocas sedimentarias y
pueden presentarse en ellas tanto de origen detrítico como autogénico.
Según Carrigy y Mellon (1964), la caolinita autigénica se presenta en las areniscas comúnmente como
agregados microcristalinos de varios tamaños. Estos agregados, están compuestos de partículas (o
“libritos”) pseudo-hexagonales de caolinitas (figura 27), empaquetados apretadamente con tamaños
promedios que varían de 5 a 20 micras en diámetro, aunque también podrían observarse como
agregados en forma de abanicos y longitudes mayores a 100 micras.
Figura 27. Modo de ocurrencia de los minerales de Caolinita en las areniscas.
Este grupo es común en las areniscas, sobre todo como cemento y se encuentran tanto en areniscas
de origen marino como no marino, pueden presentarse a profundidades tanto someras como profundas.
Suelen ser abundantes en aquellas areniscas con cantidades apreciables de detritos volcánicos y
feldespáticos.
De acuerdo con Dunoyer de Segonsac (1970), la caolinita detrítica se forma principalmente por
intensos procesos de meteorización química en ambientes de ácidos sobre rocas cristalinas o areniscas
ricas en feldespatos. Según dicho autor la caolinita ha sido empleada como indicador paleogeográfico,
tanto para indicar tipos de climas como para determinar la proximidad a la línea de costa, ya que las
caolinitas de mayor tamaño serán depositadas más cerca de la fuente que las de menor tamaño.
Menciona además, que la inestabilidad de la caolinita durante el soterramiento, está determinada por
factores geoquímicos los cuales no están estrictamente relacionados a gradientes regulares de presión y
temperatura, por lo que estos minerales no son considerados buenos indicadores de la profundidad de
soterramiento.
Para Kisch (1983) durante los procesos de diagénesis, la caolinita no forma arcillas de capas mixtas y
tienden a persistir, a veces, a profundidades mayores que la esmectita. Su superación con la profundidad
se debe comúnmente a la alteración o transformación a illita y/o clorita, si hay disponibilidad de
suficientes cantidades de K+, Fe2+, Fe3+Mg2+. En ausencia de estos cationes, el grupo tienden a
persistir en los estados más avanzados de diagénesis (figura 28).
Figura 28. Sección fina de cementos de Caolinita
rellenando poros.
3.5.4.3 Grupo Ilita
La illita corresponde a minerales de arcillas de fórmula general (H3O, K) y (A4.Fe4.Mg4.Mg6) (Si8-y A1y)
O20 (OH)4, de acuerdo con el glosario (1974), donde “y” es menor a 2 y frecuentemente igual a 1-1.5.
Morfológicamente, han sido agrupadas en dos categorías (Kotelnikov, 1965, tomando de Dunoyer de
Segonzac, 1970):
1.- En hojuelas isométricas o ilitas detríticas.
2.- En hojuelas alargadas en forma tabular, atribuidas a illitas neoformadas o alteradas.
El grupo de minerales de arcillas de la ilita se presenta en sección fina, como agregados cristalinos
intergranulares o como parches y/o forros o envoltorios fibrosos. Las partículas o variedades cristalinas
más gruesas, son hojuela de 15-20 micras. La forma más común de presentarse en las areniscas, es
como precipitados delgados fibrosos que crecen perpendiculares a las paredes de los poros o como
forros o envoltorios delgados sobre las partículas o granos detríticos. Las fibras rara vez exceden las 12-
15 micras. (figura 29)
Figura 29. Modo de ocurrencia de los minerales
de Ilita en las areniscas
De acuerdo con Grim (1962) estas arcillas son muy comunes y abundantes en las areniscas, siendo
su estructura cristalina muy parecida al de la esmectita, pero con sustancias del A13+ por Si4+, lo que
trae como consecuencia un déficit de la carga que es balanceada por iones de K+ ocupando posiciones
interláminas. Algo de OH-, Fe2+ y Mg2+ puede también entrar en la estructura de la illita.
Para la formación o precipitación de la illita, se requieren soluciones porosas o fluidas de poros
alcalinos, junto con cantidades apreciables de K, Si y A1 (figura 30).
Figura 30. Sección fina de minerales de arcillas del
Illita como forros o envoltorios de granos. 3.5.4.4 Grupo clorita.
El grupo clorita, de acuerdo con el glosario de Geología (1974) tiene una fórmula general (Mg, Fe2+,
Fe3+) 6A1Si3 O10 (OH)8. Se presentan en muchas areniscas, como envoltorio de granos compuestos
por cristalitos fibrosos que crecen hacia afuera, perpendicularmente desde la superficie de los granos y
delineando las paredes de los poros, pudiendo en algunos casos rellenar totalmente el espacio
intergranular, obstruyendo de esta manera la permeabilidad de dichas rocas. Estos envoltorios pueden
variar de unas pocas micras a 30 micras de espesor, pero las fibras cristalinas parecen tener valores
mayores o iguales a 1 micra de ancho.
Presentan colores de interferencias que van de verde palito a verde azulado fuerte, teniendo un índice
de refracción relativamente alto. Suelen ser abundantes en rocas que contienen grandes cantidades de
detritos volcánicos y minerales ricos en Fe (óxidos e hidróxidos).
Es el grupo que mayor variedad de formas y arreglos morfológicos presentes en las areniscas, tales
como: láminas, rosetas, “panal de miel” (Honey comb), formas de “repollo” (cabbagehead), etc.
Como láminas, la clorita se desarrolla como cristales idiomórficos individuales sobre la superficie de
los granos, presentando dimensiones de hasta 2 a 10 micras.
El crecimiento del panal de miel consiste de láminas dispuestas en un patrón parecido al de un panal
de miel, los cristales están fijos a la superficie de los granos detríticos.
Las rosetas o racimos con forma de abanicos, comúnmente se desarrollan como delineadoras de
poros, aunque también pueden estar rellenando a los mismos. Estas rosetas individuales pueden tener
de 5 a 20 micras de diámetros, pero pueden alcanzar las 150 micras, llegando a tener los cristales
individuales tamaños de 4 a 18 micras. (figura 31)
La forma de repollo es la de crecimiento más raro y usualmente aparece como pequeños granos
equidimensionales fijos a la superficie de los granos. Las estructuras individuales tienen tamaños entre
las 8 a 40 micras, suelen delinear poros aunque también pueden rellenarlos.
Figura 31. Modo de ocurrencia de los minerales
de Clorita en las areniscas.
Durante la diagénesis y el comienzo del metamorfismo, el contenido de clorita de los sedimentos se
incrementa, bien sea a expensas de arcillas primarias tales como caolinita, esmectita y vermiculita o por
precipitación y/a alteración de minerales detríticos. Las cloritas formadas durante la diagénesis temprana
o soterramiento somero, son generalmente ricas en Fe++, el contenido de Mg++ se incrementa con el
aumento de la profundidad durante el soterramiento profundo o diagénesis avanzada. (figura 32).
Figura 32. Sección fina de minerales de arcillas de
Clorita como forros o envoltorios de granos.