CURSO ESTRATIGRAFIA SISMICA

7/22/2019 CURSO ESTRATIGRAFIA SISMICA

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ESTRATIGRAFA

SSMICA

Prof. Rafael Falcn 2010


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Es tr at ig ra fa Ssm ic a

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CONTENIDO

CONTENIDO

PAG.

1. INTRODUCCIN

2. CONCEPTOS FUNDAMENTALES DE ESTRATIGRAFA3. ESTRATIGRAFIA DE SECUENCIAS4. FACIES SSMICAS5. SISTEMAS ENCADENADOS (SYSTEMS TRACTS)6. BIBLIOGRAFA7. EJERCICIOS PRACTICOS

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1. INTRODUCCIN


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INTRODUCCION

Ques la Estrat ig rafa Ssm ica?

Es el estudio de la ESTRATIGRAFIA DE SECUENCIAS apo yado en un marc o

bsic o geo lgico /geofsic o pero inter pr etado a partir de dato s ssm ico s

Las ESTRATIGRAFIA DE SECUENCIAS y su s su perfic ies lmi tes so n definid as

a par tir del anlis is g eomtri co de lo s reflect or es ssm ico s, complem entado

con datos d e pozos (edad y l i tolo ga) y de afloramiento s (cuando sea posib le).

Una v ez ident ificadas las s uperficies lm ites, las f acies ssm icas pueden serinterpretadas sobre la base de los tipos de configuraciones internas y

carac terstic as d e la r eflexin ssm ica (amplit ud , frecu encia, c on tinu idad, etc ) y

deberan, si es pos ible, ser calibr adas co n la info rmacin litol gica e

interpr etaciones de facies depositacion ales derivada de los pozos (Fig.1.1).

La si gn ific anca cro no estr atig rfic a de las secuenc ias y s us lm ites p uede ser

com pro bada co nstr uyend o u na c arta cro noestr atigrfica (Fig. 1.5).

Un anlis is es tratig rfic o ssm ico complet o requ iere del mapeo d e las

secu enc ias estrati grficas y de las fac ies ssm icas en tres d imensi ones.


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INTRODUCCION

Fig. 1.1. Arriba se muestra una nea ssmica sin interpretar mostrando los diferentes reflectores y sus atributos.Abajo la misma lnea calibrada ssimicamente con los datos del pozo (litofacies, edad, superficies estratigrficas) y

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


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PROCEDIMIENTO DE INTERPRETACION DEESTRATIGRAFA SISMICA


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INTRODUCCION

1. Anlisis de la secuencia ssmica

2. Anlisis de la secuencia mediante registros de pozos

3. Amarre del registro ssmico sinttico a la seccin ssmica4. Anlisis de facies ssmicas

5. Interpretacin de ambientes depositacionales y litofacies

6. Modelaje ssmico

7. Interpretacin final

En este curso unicamente sern cubiertos los primeros cinco pasos


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INTRODUCCION

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


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PROCEDIMIENTO DE INTERPRETACION DE ESTRATIGRAFA SISMICA


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INTRODUCCION

Anlisis de la secuencia mediante registros de pozos

Realizar estimados preliminares de las secuencias y los sistemasencadenados interpretando las litofacies depositacionales en los registrosde pozo, usando ncleos y ripios para calibrar los registros.

Seguido a esto, se estiman las secuencias y los sistemas encadenados apartir de las litofacies interpretadas, y se determinan los cambios en laacomodacin a partir de los patrones de apilamiento de las parasecuencias.

Se constatan de dos maneras los estimados preliminares de lassecuencias y de los sistemas encadenados: 1) correlacionando los pozosmediante : criterios bio-cronoestratigrficos, capas guas y la correlacincon el grfico de ciclos globales. 2) correlacin con los perfiles ssmicos.


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INTRODUCCION

Amarre del registro ssmico sinttico a la seccin ssmica

Su propsito es amarrar la informacin de los registros de pozo a laseccin ssmica.

Lo primero es calibrar o amarrar la profundidad medida del registro con eltiempo ssmico de la seccin.

Lo segundo es conocer que causa las reflexiones ssmicas, mediante elentendimiento de los patrones de interferencia constructiva y destructivade las ondculas individuales que se originan de los contrastes deimpedancia (Fig. 1.3).

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

en los registros de pozos se realicen independientemente, a fin de que lasdiscontinuidades estratigrficas sean identificadas tan objetivamente comosea posible antes del amarre del registro sinttico.

Despus que los amarres sintticos se completan, los lmites de lassecuencias y de los sistemas encadenados pueden ajustarse a la mejorsolucin.


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INTRODUCCION

Fig. 1.3. Ejemplo de un sismogramasinttico. La traza ssmica sintticacompuesta muestra como laprofundidad medida se relaciona con

el tiempo ssmico. Asimismo lasgraficaciones de las ondculasindividuales muestran la contribucinde cada interfase de impedancia a lasreflexiones individuales. (Modificadode Bally, 1987)


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INTRODUCCION

Anlisis de facies ssmicas

Su propsito es determinar, tan objetivamente como sea posible, todas lasvariaciones de los parmetros ssmicos dentro de las secuencias ssmicasy sistemas encadenados individuales, a fin de determinar los cambioslaterales de litofacies y de tipos de fluidos.

Los principales parmetros ssmicos usados son:

la geometra de los reflectores

la amplitudla frecuencia

la continuidad

la velocidad de intervalo


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INTRODUCCION

Interpretacin del ambiente depositacional y litofacies

Es necesario conocer lo mejor posible la geologa regional.

Se debe tener un amplio conocimiento de los diversos y especficosambientes y subambientes sedimentarios de depositacin y su relacingentica.

Es deseable contar con la interpretacin sedimentolgica y estratigrficarealizada sobre los registros de pozos y su calibracin con la informacinssmica.

Utilizar los parmetros de facies ssmicas determinadas objetivamente enconjunto con la informacin geolgica local y especialmente regional.

(Fig.1.4). La significanca cronoestratigrfica de las superficies estratigrficaslmites puede ser comprobada construyendo una carta cronoestratigrfica(Fig.1.5).


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INTRODUCCIONEs tr at ig ra fa Ssm ic a

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Fig.1.4. Ejemplos

de ambientes

sedimentarios y

ESTRATIGRAFIADE SECUENCIAS y

su expresin

grfica en

registros de pozos,

patrones de

reflexin ssmica y

ejemplos en lneasssmicas.


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INTRODUCCION

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


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2. CONCEPTOS Y PRINCIPIOS FUNDAMENTALES DE ESTRATIGRAFA


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PRINCIPIOS DE ESTRATIGRAFIA

TOPICOS FUNDAMENTALES EN ESTRATIGRAFIA

Factores que controlan los depsitos sedimentarios

Unidades Estratigrficas

Lmites Estratigrficos

Eventos Depositacionales

Correlacin Cronoestratigrfica

Anlisis Estratigrficoafloramientosinformacin de pozosinformacin ssmica

Aporte de sedimentosEspacio para acomodo

superficies fsicaslmites bioestratigrficoslmites diacrnicos

biocronocorrelacin,estratigrafa ssmica

localregionalglobal

transgresinregresin


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

el espacio disponible para la depositacin, la geometra del espacio, el tamao de las partculas y laenerga del medio (Fig. 2.1)

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

Las superficies de estratificacin representan perodos cortos de tiempo durante los cuales seinterrumpi el proceso sedimentario-depositacional. Por lo tanto los planos de estratificacin osuperficies de estratos se consideran superficies de tiempo.

La extensin lateral de un estrato es limitada. Un estrato se puede adelgazar o acuarse lateralmente, sindejar registro del tiempo de la depositacin en la zona de acuamiento (Fig. 2.2).

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

Algunas combinaciones de ambientes depositacionales producen discontinuidades abruptas en estratos

de similar contenido de sedimento: arenas y lutitas fluviales de un canal cortadas por otras arenas deotro canal encima. Caso contrario ocurre en las cuencas marinas profundas, donde las lutitas pelgicastienen mayor continuidad.

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


C OS S Gf S


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

Fig. 2.1. Ejemplos de laminacin y estratificacin segn Ricci Luchi (1970) (Tomado de Corrales et al.,1977)

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UNIDADES ESTRATIGRAFICAS

Una unidad estratigrfica es un estrato o conjunto de estratos, reconocidos como una unidad (unaentidad distintiva) en la clasificacin de la secuencia rocosa terrestre, con respecto a cualquiera de losmuchos caracteres, propiedades o atributos que las rocas puedan poseer.

Las categoras de la clasificacin estratigrfica estn basadas en el contenido fsico de las rocas y eltiempo geolgico representado por las mismas (Fig. 2.3). Las principales categoras son:

lit oes trat ig rafa(basada en el carcter litolgico de los estratos)

bi oest rat ig rafa(basada en el contenido fosilfero de los estratos)

cr on oes trat igr afa(basada en la edad y relaciones temporales de los estratos)

Otras categoras estn basadas en: pr op iedades ssm icas , in vers ion es mag ntic as, p etro fsi ca,lito gnes is, ambien tes s edim entario s, etc. (Fig. 2.4).

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

(Fig. 2.5). Las unidades litoestratigrficas solamente permiten conocer su extensin lateral y areal mediante lacorrelacin (Fig. 2.6, 2.7) y sirven de apoyo en las interpretaciones paleoambientales e historiadepositacional de una cuenca..

Las unidades bioestratigrficas tienen gran importancia en las interpretaciones paleoambientales,mediante la consideracin de las caractersticas paleoecolgicas de los fsiles y pueden brindar ademsun seguro apoyo a las determinaciones de edad.

Las unidades cronoestratigrficas son las de mayor alcance geolgico, pues organizan a los estratosde acuerdo a su edad, permiten conocer las relaciones temporales entre los estratos y la correlacin entiempo entre las secuencias de estratos dentro de una misma cuenca y entre diferentes cuencas, que sonaspectos fundamentales en la reconstruccin histrica de los eventos depositacionales.

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t t i f S i PRINCIPIOS DE ESTRATIGRAFIA


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

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

estratigrfica. (Tomado de Hedberg, 1976)



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Fig. 2.5. Ilustracin de las diferencias de posicin de los niveles o lneas de cambiode las diversas propiedades o atributos de los estratos en una seccin estratigrfica.(Tomado de Hedberg, (1976)



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Fig. 2.6. Relaciones entre las unidades litoestratigrficas, bioestratigrficas y cronoestratigrficas(Tomado de Corrales et al., 1977)

UNIDADES ESTRATIGRAFICAS DE USO MAS COMUN

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CORRELACION

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

cuando sucedi.

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

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

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

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

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

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

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

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



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

(Tomado de Corrales et al., 1977)



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Discontinuidades Estratigrficas

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

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

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

Son detectables fcilmente por rasgos geomtricos (angularidad) entre sucesiones deestratos, por evidencias de erosin y/o niveles de mineralizaciones entre dichassucesiones.

El intervalo de tiempo en el cual no ha habido depositacin se denomina hiatus o hiato. Si laausencia de sedimentos es debido a erosin y parte de los materiales de la sucesin msantigua han sido erosionados, el intervalo de tiempo ausente se denomina laguna. Elespesor de sedimentos erosionado en trminos de tiempo geolgico se denomina vacoerosional(Fig. 2.8).

Por razones prcticas el trmino hiatus es el ms usado para expresar ausencia de tiempogeolgico / sedimentacin (Fig. 2.9).

De acuerdo a su geometra, se pueden dividir en: paralelas o angulares. Lasdiscontinuidades paralelas son: la diastema, la paraconformidady la disconformidad. Lasdiscontinuidades angulares son las discordancias (Fig.2.10).



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



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




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PRINCIPALES DISCONTINUIDADES ESTRATIGRFICAS

NO EROSIVAS

Paraconformidad:es la discontinuidad estratigrfica en la que se mantiene el paralelismo entre losmateriales inferiores y superiores, y la superficie es como un plano de estratificacin, sin que sea

necesaria la existencia de seales de erosin. Se interpreta como una interrupcin de la sedimentacindurante un tiempo ms o menos largo. Lo ms frecuente es encontrar las paraconformidades ensedimentos marinos, pues es donde se conjugan ms fcilmente las condiciones necesarias para generareste tipo de discontinuidad (Fig. 2.10). La Diastema es un caso de paraconformidad cuya duracin detiempo es muy corta y difcil de determinar. El mejor ejemplo de una diastema son las superficies deestratificacin.Fig.2.10

EROSIVAS

Disconformidad: Es la discontinuidad estratigrfica en la que los materiales inferiores y superiores a ladiscontinuidad mantienen un paralelismo, pero la superficie de interrupcin es una superficie de erosin.La disconformidad lleva consigo una interrupcin de la sedimentacin y un proceso erosivo, sin que porello la zona haya sufrido ningn movimiento que altere la inclinacin original de los estratos anteriores a ladiscontinuidad (Fig. 2.10).

Discordancia (unconformity): es la discontinuidad estratigrfica en la que los estratos inferiores ysuperiores a la discontinuidad mantienen angularidad y la superficie de interrupcin es una superficie deerosin. La angularidad entre ambas secuencias sugiere la influencia de tectonismo y deformacin quelevanta e inclina la secuencia, lo que favorece la accin y efectos de la erosin. Dependiendo si la erosinha peneplanado los materiales inferiores, la discordancia se denomina f in ierosiva(Fig. 2.10A). Si lasuperficie de erosin delnea relieve preexistente, esta se denomina disco rdancia con paleorelieve(Fig.2.10B).

Inconformidad (nonconformity): cuando un conjunto de estratos sedimentarios descansa sobremateriales gneos o metamrficos (basamento comn de las cuencas sedimentarias).




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

PARACONFORMIDAD DISCONFORMIDAD

DISCORDANCIA




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

La transgresin y la regresin son trminos que se refieren a los procesos de migracin de la lnea decosta, en direccin al continente o hacia el mar, a travs del tiempo geolgico.

Las transgresiones estn controladas por una interrelacin entre el aporte de sedimentos y el ascensorelativo del nivel del mar, cuando la tasa de ascenso del nivel del mar supera a la de aportesedimentario.

Si el nuevo espacio creado sobre la plataforma (acomodamiento) excede a la cantidad de sedimentosintroducidos, entonces la lnea de costa se desplaza hacia el continente y se dice que el mar hatransgredido (Fig. 2.11 y 2.13).

Las regresiones ocurren cuando el influjo neto de sedimentos excede la capacidad del nuevo espaciocreado (acomodamiento) durante un ascenso relativo del nivel del mar, de tal manera que la lnea decosta se desplaza hacia el mar (regresin normal). Se dice entonces que el mar ha progradado (Fig.

2.12 y 2.14).

Una regresin tambin puede ocurrir durante una etapa esttica del nivel relativo del mar, comotambin durante un descenso del mismo (regresin forzada).

Las regresiones normales son observadas comunmente en los complejos de progradacin o en lossistemas encadenados de nivel alto.



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Transgresin y Regresin: eventos responsables de losdepsitos sedimentarios en los mrgenes continentales

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

sedimentacin detrtica. Segn el punto donde se realice una columna aparecern slo conglomerados (A),conglomerados y areniscas (B), conglomerados, areniscas y lutitas (C), areniscas y lutitas (D) o slo lutitas (E). Loscrculos representan conglomerados; los puntos, arenas y las zonas rayadas, lutitas. (Tomado de Corrales et al., 1977)

Fig. 2.12. Representacin esquemtica de los depsitos correspondientes a una regresin, en un medio desedimentacin detrtica. Los crculos representan conglomerados; los puntos, areniscas y las zonas rayadas, lutitas.



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

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



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

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

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


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SUPERCICLO

Es un ciclo eusttico de segundo orden que incluye un conjunto de ciclos de tercer orden. Porlo general, cinco a siete ciclos de tercer orden conforman un ciclo de segundo orden, cuyaduracin vara entre 3 y 50 m.a.

En el superciclo, el aumento acumulativo del nivel del mar es seguido por un descensoacumulativo del nivel del mar (Fig. 2.15 y 2.16 ).

Una supersecuencia es un paquete de sedimentos depositados durante un superciclo, conespesores en el orden de 300 a 1.000 m y con una duracin entre 10 a 40 m.a.

CICLO

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

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

Sus parasecuencias componentes o paraciclos eustticos, tienen espesores entre 3 y 50 m y untiempo de duracin menor a 1 m.a. (Vail et al., 1990) (Fig. 2.15, 2.17 )

PARACICLO

Es un ciclo de cuarto, quinto o sexto orden.

Corresponde al intervalo de tiempo geolgico durante el cual un ascenso relativo del nivel delmar es seguido por otro ascenso, sin que se produzca una cada del nivel relativo del mar entreambos.

Aparentemente estn relacionados con los ciclos climticos orbitales de Milankovitch e Imbrie etal(1984). En estos ciclos se considera la variacin de la cantidad de energa solar recibida por lasuperficie de la tierra y sus efectos sobre el clima, principalmente en lo concerniente aglaciaciones y deshielos.



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Fig.2.15. Ciclos de cambios relativos del nivel del mar. Los ciclos consisten de ascensos y descensos relativos del niveldel mar, conteniendo comunmente varios paraciclos, los cuales son pulsos de ascensos relativos a menor escala.

Varios ciclos usualmente forman un ciclo de orden mayor (superc ic lo) con patrones de ascensos sucesivos entredescensos mayores. Ntese la asimetra de los ascensos graduales y los descensos abruptos en cada escala. (Tomadode Mitchum et al., 1977)



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Fig.2.16. Correlacin de ciclos regionales de cambio relativo del nivel del mar en cuatrocontinentes y su promediacin para construir los ciclos globales (Tomado de Vail et al., 1977)



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CAUSAS DE LOS CICLOS EUSTTICOS

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

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

Un cambio en el volumen de agua puede ser debido principalmente a glaciaciones ydeglaciaciones o por suministro de agua desde fuentes magmticas.

Un cambio en la forma de las cuencas ocenicas puede ser producido por mecanismosgeotectnicos o por el relleno sedimentario de las cuencas.

Los mecanismos geotectnicos parecen ser los responsables de los ciclos de 1 y 2orden: expansin del piso ocenico, subduccin y orognesis.

La glaciacin y la deglaciacin causan la mayora de los ciclos de 3 orden y algunos de2 orden, especialmente aquellos del Neogeno tardo.

Exceptuando las glaciaciones, los cambios volumtricos en las cordilleras centroocenicas es potencialmente la ms rpida y volumtricamente la ms significativa

manera para cambiar el nivel del mar. La tendencia decreciente de los ciclos de 1 ordendel Cretcico pueden ser explicados por esta teora.

Hay cierta correspondencia entre tiempos de movimientos orognicos y vulcanismo contiempos de nivel alto del mar en ciclos de 2 orden.

Los ciclos de 4, 5 y 6 orden son causados por eventos climticos orbitales, como losciclos de Milankovitch (Imbrie et al., 1984).


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



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APLICACIONES DE LOS CICLOS EUSTTICOS

Las principales aplicaciones se resumen en tres categorias:

(1) mejoramiento de los anlisis estratigrficos y estructurales al incorporar los efectos delos cambios del nivel del mar. Comparando las curvas regionales y globales del nivel delmar, se puede predecir la edad de las secuencias estratigrficas en estudio.Correlacionando las curvas regionales con los tiempos de discordancias, lowstands yhighstands de las curvas globales, se pueden predecir las facies depositacionales y ladistribucin de secuencias (Fig. 2.17, 2.18).

(2) estimacin de la edad geolgica previa a la perforacin de pozos. Si no hayinformacin de pozos, se utiliza la informacin ssmica para obtener una carta regional decambios relativos del nivel del mar y se correlaciona con la carta de cambios globales. Lacertidumbre puede ser mejorada con informacin estratigrfica de afloramientos o pozosdistantes.

(3) el desarrollo de un sistema global de geocronologa. Los ciclos globales o eustticosson unidades geocronolgicas definidas por un criterio sencillo: los cambios globales de laposicin relativa del nivel del mar a travs del tiempo. Se deben hacer esfuerzos enmejorar tanto la resolucin en tiempo de los ciclos eustticos, como su reconocimiento yestablecimiento en todas las cuencas marinas del mundo (Fig. 2.19).


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IMPORTANCIA DE LOS CICLOS EUSTTICOS ENESTRATIGRAFA (Mitchum y Sangree, 1998)

LA SINCRONA DE LOS CICLOS EUSTTICOS PROVEE UN MARCOFSICO Y TEMPORAL PARA ANLISIS ESTRATIGRFICO Y ESTRUCTURAL.

LOS CICLOS DE 1 ORDEN CONTROLAN LA DISTRIBUCIN DESEDIMENTOS A UNA ESCALA CONTINENTAL.

LOS CICLOS DE 2 ORDEN ESTAN DELIMITADOS POR NOTABLESNIVELES BAJOS DEL MAR Y DEFINEN PLAYS EXPLORATORIOSREGIONALES.

LOS CICLOS DE 3 ORDEN CONTROLAN LA DISTRIBUCIN DE

ESTRATOS Y FACIES EN UNA ESCALA DE PROSPECTO EXPLORATORIO

LOS CICLOS DE ALTA FRECUENCIA (4, 5 Y 6 ORDEN) CONTROLAN LASRELACIONES DE RESERVORIOS Y SELLOS A NIVEL DE PRODUCCIN.


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3. ESTRATIGRAFIA DE SECUENCIAS



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

Arquitectura Estratigrfica

Nivel Relativo del Mar Aporte de Sedimento Fisiografa

EustaciaSubsidencia/

Levantamiento

Total

Substrato, Fuente

y LitologaVegetacin

Descarga

FluvialTectnica

Procesos

Sedimentarios

Clima

Enfriamiento

de laCorteza

Compactacin

de

Sedimentos

Tectnica

Carga Clima

PaleogeografaEnerga

Ambiental

Isosttica Flexural

Captura de

Corrientes

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ESTRATIGRAFA DE SECUENCIASANTECEDENTES HISTRICOS

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

Exxon Production Research Company (Peter Vail y otros) a comienzos de los 70s,desarroll la terminologa para la arquitectura de secuencias, identificando los patronesdepositacionales en pozos y secciones de afloramientos y correlacionando los patronesdepositacionales (ciclos de solapamientos costeros) con fluctuaciones del nivel del mar,

para finalmente producir una tcnica para identificar y datar estratos en cuencas dondesolamente se dispona de una lnea ssmica.

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

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

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

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En 1987 se publica una de las mejores obras realizadas sobre el tema: el Atlas deEstraigrafa Ssmica, editado por A.W. Bally, bajo el patrocinio de la AAPG, en laserie Studies in Geology #27. Incluye los fundamentos tericos de la estratigrafa

ssimica y su interpretacin usando estratigrafa secuencial, as como diversos ejemplosen el mundo y discusin de casos reales sobre la metodologa, desarrollo y aplicacionesde la estratigrafa ssmica y secuencial.

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

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

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

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FUNDAMENTOS DE LA ESTRATIGRAFA DE SECUENCIAS

SUBSIDENCIA TECTONICA DE LA CUENCA

PARASECUENCIAS Y SUPERFICIES DE ESTRATOS

PARALELISMO SISMICO DE LOS ESTRATOS

EUSTACIA GLOBAL

MODELO DE ACOMODAMIENTO

FACIES SSMICAS Y MODELAJE



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Caractersticas generales

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

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

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

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

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

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



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Caractersticas generales

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

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

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

Las secuencias estn delimitadas arriba y abajo por discontinuidades estratigrficas odiscordancias (denominadas lmites de secuencia o sequence boundaries), las cuales son

indicativas de una cada del nivel relativo del mar.

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

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

La Estratigrafa Ssmica normalmente trata con secuencias de 3 orden (Vail et al., 1977),mientras que los estudios geolgicos mediante secciones estratigrficas con pozos,afloramientos y ncleos, se apoyan en secuencias de 4, 5 y 6orden. (Fig. 3.3)



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



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



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Estratigrafa Secuencial o de Secuencias

Algunas definiciones:

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

El estudio de las relaciones de las rocas dentro de un marcocronoestratigrfico en el cual la sucesin de rocas es cclica y est compuestade unidades de estratos genticamente relacionados (secuencias y sistemasencadenados) Posamentieret al. (1988)

Es la rama de la estratigrafa que estudia las secuencias de depsitos

asociados a las diferentes etapas de los ciclos eustticos y en la cual seutilizan paquetes sedimentarios definidos con base a datos ssmicos, registrosde pozo y observaciones de campo, como unidades de correlacin(Cramezy Audemard, 1990)



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Principales variables en Estratigrafa de Secuencias

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VARIABLE CONTROLA

SUBSIDENCIA TECTNICA

NUEVO ESPACIO PARA ELACOMODAMIENTO DESEDIMENTOS EN LA PLATAFORMAY LA GEOMETRA DE LA CUENCA

NIVEL EUSTATICO DEL MAR PATRONES DE ESTRATOS YDISTRIBUCIN DE LITOFACIES

SUMINISTRO DE SEDIMENTO RELLENO SEDIMENTARIO YPROFUNDIDAD DEL AGUA

CLIMA CICLOS EUSTTICOS Y AMBIENTEBIOLGICO Y QUMICO



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UTILIDAD DE LA ESTRATIGRAFA SECUENCIAL

Provee a los geofsicos de tcnicaspara interpretacin cronoestratigrficade lneas ssmicas.

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

Identificacin ms segura de facies enestratos/secuencias desconocidos.

Identificacin de probables intervalosde rocas generadoras y ubicacin deprobables facies y rocas

almacenadoras (yacimientos).

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

Identificacin ms segura desuperficies para mapeo y correlacinde facies.

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

Es un mtodo ms efectivo para: 1)evaluar la continuidad de lasareniscas, 2) predecir la presencia yubicacin de rocas generadoras,

almacenadoras y sellos, 3) proyectarlas tendencias de los yacimientosdentro de reas poco conocidas, 4)identificar trampas estratigrficas y 5)extender la vida de los camposproductores ms antiguos.

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GEOFISICA GEOLOGIA



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SECUENCIAS ESTRATIGRFICAS

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

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

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

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

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

En secciones ssmicas, sus lmites corresponden a superficies discontnuas.

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

m.a.

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

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



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ELEMENTOS QUE CONTROLAN LAS SECUENCIAS

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1. Subsidencia y tectnica, responsables de crear el espacio disponible donde sevan a depositar los sedimentos (Fig. 3.4)

2. Cambios eustticos del nivel del mar, los cuales ejercen el mayor controlsobre el patrn de apilamiento de los estratos y la distribucin de litofacies (Fig. 3.5, 3.6)

3. El volumen de sedimentos, que controla la paleoprofundidad del agua (Fig.3.5.,3.6, 3.7)

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

La combinacin de subsid encia, eustacia y aporte de sedim entos,

es la clave de los cambios relat ivos d el nivel del mar.



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Fig. 3.4. Influencia de la variacin eusttica del nivel del mar (a y b) y de la subsidencia (c y d) en lacreacin de espacio potencial para la sedimentacin o acomodamiento. (Modificado de Jervey, 1988)



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Cambios en el Acomodamiento

Los cambios en el acomodamiento resultan de lacombinacin de movimientos verticales delbasamento (levantamiento tectnico o subsidencia)y de cambios eustticos del nivel del mar. Loscambios en la paleobatimetra pueden resultar de

un cambio en el acomodamiento o simplemente porel relleno del espacio disponible con sedimentos.Para un cambio de acomodamiento dado ydependiendo del volumen de sedimentossuministrados, la batimetra puede puedeincrementarse o decrecer.

La figura a la derecha (Fig.3.5) representa lacombinacin de subsidencia y ascenso relativo delnivel del mar entre un tiempo T0 y T1, lo cual puedecrear un incremento en el acomodamiento

equivalente a H. Si en este caso el aporte desedimentos no es suministrado durante estetiempo, entonces el espacio no es rellenado yentonces el cambio resultante en la paleobatimetra en el tiempo T1 es equivalente a H (A). Siel suministro de sedimentos es menor que elcambio en el acomodamiento, la columna de aguase llena parcialmente y ocurre un sistematransgresivo , acumulndose una sucesinsedimentaria que indica una profundizacin hacia

arriba (B). Si el suministro de sedimentos es igual ala tasa de acomodamiento, la sedimentacin semantiene con el ascenso del nivel del mar y lapaleobatimetra queda constante. Finalmente si elsuministro de sedimentos es mayor que el cambiode acomodamiento, el volumen de agua esrellenado con una sucesin regresiva y la lnea decosta prograda (C).

Fig. 3.5. Ilustracin esquemtica de las relaciones entre elacomodamiento y la batimetra. (Tomado de Posamentier yVail, 1988)



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



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Fig. 3.7. Esquemas diagramticos que muestran los procesos de transgresin, regresin y solapamiento costero(coastal onlap) durante un ascenso relativo del nivel del mar. La tasa de influjo de terrgenos determina si latransgresin, la regresin o la lnea de costa estacionaria, se produce durante el ascenso relativo del nivel del mar.(Tomado de Vail et al., 1977)



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Fig. 3.8. El toplap costero indica el nivel esttico relativo del mar en un momento dado (usualmente luego de un ascensomximo). Sin ningn ascenso relativo del nivel de base, los depsitos costeros no marinos y/o litotales no puedenapilarse agradacionalmente, por lo cual no se produce solapamiento (onlap), pero si se produce el toplap. (Tomado deVail et al., 1977)



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Fig. 3.9. Arquitectura estratigrfica de regresin normal (A), en contraste con laregresin forzada (B). Note que la regresin normal est asociada con agradacin yprogradacin, mientras que la regresin forzada se asocia con descenso yprogradacin de los depsitos (Tomado de Posamentier y Allen, 1999)


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Parasecuencias definidas por el tipo de facies

Este tipo de parasecuencias se puede reconocer por las variaciones en el tamao de grano tales como losciclos tipificados por un afinamiento hacia arriba (fining upward) o por un engrosamiento (coarsing upward).Las parasecuencias por facies indican directamente las variaciones en la energa del medio y estn

usualmente asociadas con estratos de espesores limitados (5 a 20m) y son particularmente tiles en lainterpretacin de depsitos de areniscas (Fig. 3.10)

Fig. 3.10. Ilustracin esquemtica de parasecuencias definidas porfacies (Modificado de Allen y Coadou, 1982)



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Fig. 3.11. Ilustracin esquemtica de parasecuencias definidas por cambios deespesor de los estratos (Modificado de Allen y Coadou, 1982).

Parasecuencias definidas por variaciones de espesor de los estratos

Se pueden reconocer por una variacin en el espesor de las capas, tales como los ciclos con tendencia deadelgazamiento en el espesor de las capas hacia arriba (thinning upward) o engrosamiento de las mismas(thickening upward). En el caso de ciclos de areniscas tipificados por un engrosamiento en el espesor de lascapas, estos representan perodos de incremento tanto en el aporte de sedimentos como en la energa delambiente y usualmente son de tendencia regresiva. Mientras que que las parasecuencias caracterizadas por un

adelgazamiento hacia arriba en el espesor de las capas, representan fases de abandono de areniscas y undecrecimiento en la energa del ambiente y con tendencia transgresiva. En general, las parasecuencias definidaspor un engrosamiento hacia arriba del espesor de las capas, usualmente tambin presentan un aumento deltamao de grano en la misma direccin y viceversa (Fig.3.11, 3.12).



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Fig. 3.12. Ilustracin esquemtica de parasecuencias en carbonatos, definidas porcambios en el espesor de los estratos. (Modificado de Reeckman y Friedman, 1977)



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Fig. 3.13. Tipos de conjuntos de parasecuencias (Modificado de Van Wagoneer et al., 1988). En un conjuno de tipo progradacional (A) lasparasecuencias sucesivamente ms jvenes se depositan hacia la cuenca, porque la tasa de suministro de sedimentos es mayor a la tasa deacomodamiento. En un conjunto de tipo retrogradacional (B) las parasecuencias sucesivamentems jvenes se depositan hacia elcontinente, con un patrn que retrocede y la tasa de suministro se sedimentos es menor a la tasa de acomodamiento. En un conjunto de tipoagradacional (C), las parasecuencias se apilan verticalmente, sin cambios laterales significativos y la tasa se suministro de sedimentos seaproxima a la tasa de acomodamiento.

A

A A

B

C

A

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Secuencias Tipo 1

Estas secuencias estn compuestas por tres sistemas sedimentarios:

a. Sistema de nivel bajo o Lowstand systems tract

b. Sistema transgresivo o Transgressive systems tract

c. Sistema de nivel alto o Highstand systems tract

Durante la creacin de este tipo de secuencias, la cada del nivel relativo del mar es tan bruscaque deposita los sedimentos en onlap sobre la secuencia previa (constituida por clinoformes odownlaps), implicando -a su vez- un descenso en el nivel del mar hasta el quiebre de pendienteo de plataforma (offlapbreak).

Las secuencias tipo 1 estn limitadas por discontinuidades tipo 1, que consisten en superficiesde exposicin subarea de la llanura costera y su consecuente erosin asociada alrejuvenecimiento de los cursos de agua y el desplazamiento de las facies litorales en direccin ala cuenca. Estas superficies se forman cuando el descenso del nivel eusttico es mayor que latasa de subsidencia de la cuenca en la zona de quiebre de pendiente o borde externo de laplataforma, produciendo un descenso del nivel del mar a esa nueva posicin. Lasdiscontinuidades tipo 1 estn asociadas a los abanicos de fondo de cuenca (Fig. 3.14).

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

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

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Secuencias Tipo 2

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

a. Sistema de margen de plataforma o shelf margin systems tract

b. Sistema transgresivo o Transgressive systems tract

c. Sistema de nivel alto o Highstand systems tract

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

ms sutil, y que resultan de la exposicin parcial de la plataforma (Fig. 3.15).

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

Esto ocasiona una reduccin apreciable del rea de exposicin subarea sometida alrejuvenecimiento de los cursos de agua.

Se desarrolla cuando la tasa de cada eusttica es menor que la tasa de subsidencia en lazona de quiebre de pendiente o borde externo de la plataforma, produciendo un descensodel nivel del mar a esa nueva posicin.


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1. SUPERFICIES ESTRATIGRFICAS FSICASSon superficies que separan diferentes unidades cronoestratigrficas, por lo cual sonconsideradas lmites fsicos continuos.

A. SUPERFICIES SINCRONICAS O ISOCRONAS

B. SUPERFICIES DE DISCONTINUIDAD ESTRATIGRFICA

2. LIMITES DE LITOFACIES O DE BIOFACIES (DIACRNICOSREGIONALMENTE)

3. LIMITES DE EDAD BIOESTRATIGRFICOS

4. LIMITES DIACRNICOS

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Superficies sincrnicas: son las superficies depositacionales que separan a los estratos de rocas sedimentarias; esdecir, como los planos de estratificacin. Ellas limitan lminas, capas y parasecuencias y representan perodos deno depositacin o cambio abrupto en el ambiente depositacional. Son fcilmente reconocibles donde separandiferentes tipos de rocas o ambientes, pero son difciles de reconocer cuando limitan estratos del mismo tipo deroca. Las superficies de estratos o planos de estratificacin forman horizontes de tiempo geolgico, por lo cual son

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

Discontinuidades estratigrficas: son interrupciones de tiempo geolgico durante la depositacin de una serie deestratos. La discontinuidad se manifiesta por una ausencia de sedimentos debido a no depositacin y / o erosin(Fig. 2.8). La superficie de discontinuidad puede o no presentar seales de erosin, tanto subarea comosubmarina. El reconocimiento de estas discontinuidades es ms sencillo mediante criterios geomtricos como laangularidad entre los estratos. En estratigrafa ssmica se utilizan los patrones de terminacin de los estratos parareconocerlas, destacando: onlap, downlap, truncamiento (toplap )y truncamiento aparente (Fig. 3.16; 3.17).

Lmites de litofacies o de biofacies: son los lmites de las unidades litoestratigrficas. Por lo general los lmites de lasunidades litoestratigrficas cruzan superficies cronoestratigrficas. Por lo tanto los lmites de esas unidades sernsincrnicos o diacrnicos en un evento transgresivo o regresivo, dependiendo de la distribucin de la litologa en eltiempo geolgico (Fig. 2.6)

Lmites bioestratigrficos: son considerados superfcies de tiempo geolgico bastante precisos y confiables, ya quelas biozonaciones se han calibrado con edades absolutas (paleomagnetismo y radiometra). A pesar de que su

aplicacin y resolucin vara en extensin geogrfica y por cambios en los paleoambientes depositacionales(cuencas particulares, inter cuencas o inter continentes), los lmites bioestratigrficos de edad se mantienen comoel mejor mtodo que tenemos para trabajar con el tiempo geolgico a nivel de superficie y de subsuelo.

Superficies diacrnicas: son lmites fsicos continuos que cruzan y son esencialmente independientes de los lmitesestratigrficos. No son superficies estratigrficas. Incluyen: contactos de fluidos, permafrost, capas de hidratos degas, trazas de fallas de bajo ngulo, diques igneos de bajo ngulo, lmites diagenticos, etc.



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ONLAP ONLAP DE VALLE INCISO

TRUNCAMIENTO EROSIONAL EROSIN DE VALLE

TOPLAP DOWNLAP

DOWNLAP TRUNCAMIENTO APARENTE

Fig. 3.16. Superficies de discontinuidades estratigrficas. Los onlap, downlap, toplap y lostruncamientos aparentes son superficies formadas por el acuamiento y adelgazamientodepositacional de los estratos y no por erosin. (Modificado de Mitchum y Sangree, 1998)



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Fig. 3.17. Relaciones entre los estratos y los lmites superior (A) e inferior (B) de unasecuencia depositacional. El onlap y el downlap son acuamientos contra unasuperficie basal. (Tomado de Mitchum et al., 1977).


Tipos de terminaciones ssmicas de estratos

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Tipos de terminaciones ssmicas de estratos

Solapamiento u onlap: relacin geomtrica de estratos inicialmente horizontales quese acuan sobre una superficie inclinada (Fig. 3.18, 3.19, 3.20). Puede tambin definirsepara un paquete de estratos inicialmente inclinados que se acuan contra una superficie

de mayor inclinacin inicial..

Downlap (cua de progradacin): Relacin geomtrica en la cual estratos inicialmenteinclinados hacia la cuenca, terminan contra capas inicialmente horizontales o de menorinclinacin. Tambin suele describirse como clinoformes gracias a la geometraprogradante de las superficies depositacionales (Fig. 3.18, 3.21, 3.22)..

Toplap (cua crestal): Relacin geomtrica que enfatiza la terminacin de estratosinclinados contra superficies suprayacentes menos inclinadas. Esta geometra se debe ano depositacin o a erosin muy leve (Fig.3.18, 3.23, 3.24)..

Truncamiento: terminacin de estratos o reflectores ssmicos inclinados contra unasuperficie discordante, situacin que permite delimitar el tope de una secuencia dedepsitos. Esta geometra se debe a importantes etapas de erosin (Fig. 3.18, 3.25, 3.26)..

Truncamiento aparente: relacin geomtrica de las terminaciones de los estratos oreflectores ssmicos interpretados, del sistema transgresivo y los de nivel alto. Laretrogradacin de las parasecuencias refleja una geometra de truncamiento aparente, lacual nunca debe interpretarse como una erosin. Esta geometra es usualmentereconocida en los perfiles ssmicos por debajo de la superficie basal de progradacin, lacual delimita la mxima transgresin marina (Fig.3.18)..



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Fig. 3.18. Esquemas diagramticos mostrando las terminaciones estratigrficas de reflexiones ssmicas dentro deuna secuencia idealizada. (A) muestra una secuencia sencilla (Mitchum et al., 1977); (B) muestra por lo menos dossecuencias y mayor complejidad de relaciones estratigrficas (Vail etal., 1987)

A.

B.



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Fig. 3.19. Patrones de reflexin ssmica discordantes hacia la base en forma de Onlapo Solapamiento.(Tomado de Bally, 1987)



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Fig. 3.20. Patrones de reflexin ssmica discordantes hacia la base. Los casos (a) y (b) sonsolapamientos (onlaps). La segunda seccin de cada pareja muestra la interpretacin.Tomado de Mitchum et al., 1977



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



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Fig. 3.22. Patrones de reflexin ssmica discordantes hacia la base formando terminaciones en downlap. Estetipo de geometra comunmente marca la presencia de facies de seccin condensada en el punto de downlap.(Tomadao de posamentier and Allen, 1999).



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



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Fig. 3.24. Patrones de refleccin ssmica discordantes hacia el tope. Los casos (c) y (d)son toplaps. La segunda seccin de cada pareja muestra la interpretacin.Tomado de Mitchum et al., 1977)



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Fig. 3.25. Ejemplos de lneas ssimicas mostrando patrones de reflexin ssmicadiscordantes hacia el tope indicando la presencia de Truncamiento Erosional. A laizquierda un caso comn de truncamiento erosional y a la derecha un caso detruncamiento erosional por socavamiento. (Tomado de Bally, 1987)



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Fig. 3.26. Patrones de refleccin ssmica discordantes hacia el tope. Los casos (a) y (b) sontruncamientos erosionales. La segunda seccin de cada pareja muestra la interpretacin.Tomado de Mitchum et al., 1977)


RECONOCIMIENTO DE DISCONTINUIDADES ESTRATIGRFICAS


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LMITES DE SECUENCIAS ESTRATIGRFICAS

Un lmite de secuencia es una discontinuidad y sus superficies correlativas, las cuales son contnuaslateralmente, como una superficie que cubre una parte o la cuenca entera y puede ocurrirsincrnicamente en varias cuencas alrededor del mundo (Fig. 3.27).

Representa una superficie cronoestratigrficamente significativa. En general, los estratos que estnpor encima de ese lmite no tienen relaciones fsicas temporales con las rocas que se encuentran pordebajo.

Sobre la cuenca los lmites de secuencia consisten de discontinuidades formadas por exposicinsubarea y erosin fluvial durante una cada del nivel del mar.

Hacia la cuenca, esas discontinuidades se tornan superficies concordantes, aunque la erosinsubmarina puede ocurrir en lmites de secuencia sobre el talud.

Los lmites de secuencia siempre estn asociados con el mximo desarrollo de areniscas, tanto en laplataforma como en la cuenca (Allen, 1991).

En ncleos de pozo y afloramientos, generalmente se ubican en cambios bruscos de litologa y ensuperficies que separan dos modos depositacionales (Cramez y Audemard, 1990).

En perfiles ssmicos los patrones de las terminaciones de las reflexiones definidas por los onlaps,downlaps, toplaps y truncamientos erosionales, son los indicadores de discontinuidades y de los lmitesde secuencias (Fig. 3.27, 3.28).

La ESTRATIGRAFIA DE SECUENCIAS comprenden dos tipos de discontinuidadesestratigrficas:

lmites de secuencia

superficies de mxima inundacin



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Fig. 3.27. Ejemplo de una seccin ssmica costa afuera de Africa noroccidental mostrando las secuencias definidas porlas reflexiones ssmicas. Los patrones de las terminaciones de las reflexiones determinan los onlaps, downlaps,truncamientos y toplaps de los estratos en los lmites de secuencias. Los lmites de secuencias se muestran en lneasnegras. Las flechas sealan las terminaciones de onlap, downlap, toplap y truncamiento, los cuales sirven para reconocerlos lmites de secuencias. (Tomado de Mitchum etal.,1977)



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Fig. 3.28. Relacin estratigrfica y significado cronoestratigrfico de los patrones de terminaciones de reflexionesssmicas. En una seccin ssmica los patrones de las terminaciones de las reflexiones definidas por los onlaps, downlaps,

toplaps y truncamientos erosionales, son indicadores de discontinuidades estratigrficas y de los lmites de secuencias.(Tomado de Mitchum etal.,1977)


HIATUS DEPOSITACIONAL


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Perodos de no depositacin

Los hiatus por no depositacin estn asociados a superficies que delimitan ladepositacin de estratos: a) cuas de agradacin (por onlap), b) superficies basales deprogradacin (por downlap), c) cuas crestales (por toplap). Es decir que indica unintervalo de tiempo geolgico durante el cual no se deposit ningn estrato sobrela superficie de depositacin.

Periodos de baja tasa de sedimentacin

Constituyen ejemplos extremos de superficies concordantes separadoras de estratos,a lo largo de las cuales se observa sedimentacin continua sin evidencias de erosin ypor consiguiente, de hiatus.

La superficie de discontinuidad recibe el nombre de paraconformidad

Los depsitos condensados y los hard grounds son los ejemplos ms ilustrativos (Fig.3.29)

HIATUS DEPOSITACIONAL

Un hiatus se puede considerar como una superficie de no depositacin, o de espesorextremadamente restringido, asociada a una discontinuidad entre sistemas

sedimentarios diferentes. La superficie de este tipo que mejor se conoce es la superficiebasal de progradacin, que separa el sistema transgresivo de un sistema regresivo.



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Fig. 3.29. Diagrama resumen donde se muestra la relacin entre superficies de nosedimentacin, facies nodulosas incipientes y verdaderos hard grounds. (Tomado deCorrales et al., 1977)


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Fig. 3.30. Bloques esquemticos mostrando la formacin y ubicacin de una discordancia Tipo 1 (A) y unadiscordancia Tipo 2 (B). Ambas superficies de discontinuidad estratigrfica son a la vez lmites de secuencia Tipo1 y Tipo 2, respectivamente (Modificado de Vail y Wornardt, 1993)

(A) (B)



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Arriba (1a). Seccin estratigrfica generalizadade una secuencia. Los lmites definidos por las

superficies A y B pasan lateralmente dediscordancias a superficies concordantescorrelativas. Los estratos 1 al 25 pueden estaren sucesin continua o interrumpidos pordiscordancias y hiatos, dependiendo del lugardonde se mire.

Abajo. Seccin cronoestratigrficageneralizada de la secuencia mostrada arriba(tiempo geolgico en eje de ordenadas) . Losintervalos de tiempo geolgico para cadaestrato son iguales. Los intervalos de tiempo dela secuencia entre las superficies A y B vara deun lugar a otro, pero la variacin est confinadadentro de lmites sincrnicos. Esos lmites sedeterminaron por aquellas partes donde loslmites de la secuencia son concordantes. Aqulos lmites ocurren al comienzo del estrato 11 yel final del estrato 19. Un secrn se definecomo el mximo intervalo de tiempo de una

secuencia.

Fig. 3.31. Relaciones cronoestratigrficas de los lmites de una secuencia depositacional (Modificado deMitchum et al., 1977)


SECCION CONDENSADA


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SECCION CONDENSADA

Consiste en un delgado intervalo cronoestratigrfico, compuesto por sedimentos marinos pelgicos yhemipelgicos con muy poca influencia terrgena, depositados a una tasa de aporte de sedimentosextremadamente baja sobre la plataforma, el talud y el plano abisal, durante un perodo de mximo aumento del

nivel relativo del mar y una mxima transgresin de la lnea de costa. Estas secciones se caracterizan por susabundantes minerales autignicos y amplia diversidad de fsiles planctnicos. La superficie de mxima inundacindentro de una seccin condensada provee la correlacin cronoestratigrfica entre los sedimentos de la plataformay el talud (Fig. 3.32).

SUPERFICIE DE MXIMA INUNDACION (mfs)

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

transgresin marina dentro de una secuencia y siempre estn asociadas a depsitos de lutitas inclinadas hacia lacuenca. Tiene una superficie correlativa en la planicie costera y otra en la plataforma y cuenca profunda. Estasuperficie siempre est fosilizada por una superficie basal de progradacin.La superficie de mxima inundacin se reconoce fcilmente en la plataforma porque forma downlap en la base delsistema de nivel alto, mientras que hacia la cuenca profunda es muy difcil de identificar porque se confunde conotras terminaciones de downlap (Fig. 3.32)..

SUPERFICIE DE INUNDACION (sf)

Es una superficie que indica hundimiento o profundizacin abrupta del agua. El hundimiento est comunmenteasociado a una ligera erosin submarina debido a la accin de las olas. Una superficie de inundacin no se hallafosilizada por una superficie de progradacin, excepto en el caso de que esta coincida con un lmite de secuencia(Cramez y Audemard, 1990)



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Fig. 3.32. Diagrama esquemtico mostrando la ubicacin y las caractersticas de la seccin condensaday la superficie de mxima inundacin (mfs). (Tomado de Vail y Wornardt ,1993).

ESTRATIGRAFIA DE SECUENCIASEs tr at ig ra fa Ssm ic a

Superficie de ravinamiento


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Fig.3.33. Formacin de una superficie de ravinamiento sobre una lnea de costa de fuerte oleaje, duranteun ascenso del nivel relativo del mar. Si la erosin del oleaje es importante, se puede interrumpir lacontinuidad lateral del potencial reservorio. (Tomado de Allen, 1997)

Superficie de ravinamientoEs una superficie diacrnica erosiva, subacutica, asociada a la erosin que se produce en la lnea de costa y reascercanas, cuando se produce un ascenso del nivel relativo del mar. Esta superficie se mueve paralela a la lnea de costa yliteralmente rasura los depsitos costeros preexistentes. Las crcavas y horadaciones as formadas, son rellenadas consedimentos arenosos reciclados durante el ascenso del mar. Usualmente los sedimentos erosionados tamao limo oarcilla son transportados y redepositados hacia la cuenca. Las superficies de ravinamiento son comunmente atribuidas almovimiento transgresivo de la porcin hacia tierra firme de los Sistemas Encadenados Transgresivos (ver Fig.3.33).


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4. FACIES SSMICAS

FACIES SISMICASEs tr at ig ra fa Ssm ic a

FACIES SISMICAS


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FACIES SISMICAS

Facies Ssmicas: es el conjunto de propiedadesfsicas observables en un perfil ssmico para unestrato o conjunto de estratos.

El anlisis de facies ssmicas se basa en el estudiode atributos ssmicos, que son parmetroscalculados a partir de la informacin contenida en latraza ssmica. Desde su comienzo a principios de ladcada de 1970, la aplicacin de los atributos

ssmicos ha sido validada como una herramientaanaltica para prediccin litolgica en caracterizacinde yacimientos.

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

El anlisis de facies ssmicas es la descripcin einterpretacin geolgica de estos parmetros dereflexin ssmica. De esta manera representa unapoderosa tcnica cualitativa para el anlisisestratigrfico de los datos ssmicos tanto en laexploracin de hidrocarburos como en lacaracterizacin de yacimientos (Fig. 4.1).

Fig. 4.1. En la Figura mostrada sediferencian tres tipos de facies ssmicas enfuncin de la geometra de los reflectoresssmicos (modificado de Vera,1984)



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La configuracin de reflexin revela patrones deespesor, con lo que se puede interpretar procesosdepositacionales y erosin. Las reflexiones en

contactos de fluidos pueden ser identificadas.

La continuidad de reflexin est asociada con lahomogeneidad de los estratos.

La amplitud de reflexin contiene informacin delos contrastes de impedancia de las interfaces y elespaciamiento entre ellas; tambin puede predecir

cambios laterales.

La frecuencia se relaciona a factores geolgicoscomo el espaciamiento de reflectores, cambioslaterales en la velocidad intervlica y presencia degas.

Grupos de estos parmetros en mapas de facies

ssmicas permiten la interpretacin en trminos deambientes depositacionales, fuente de sedimentosy configuracin geolgica.

Para poder asociar una interpretacin geolgica ydepositacional de los parmetros de reflexin ss-mica, se debe realizar dos pasos claves (West,

2002):

1) Clasificacin: se defininen las facies ssmicas,su extensin lateral y vertical.

2) Interpretacin: anlisis de las asociacioneslaterales/verticales, modelos de mapas ycalibracin con pozos.

Las facies ssmicas estn controladas por laslitofacies de los materiales y sobre todo por lageometra de la estratificacin.

El volumen ocupado por una misma facies ssmicase denomina Unidad Litossmica o Unidad defacies ssmicas.

Es tr at ig ra fa Ssm ic a FACIES SISMICAS

R fl i S i


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Reflexin Ssmica

La reflexin ssmica se genera por las diferencias elsticas y acsticas existentes entre los estratos,conocidas como impedancia acstica.

La impedancia acstica es una propiedad fsica que determina los coeficientes de reflexin conincidencia normal a travs de su contraste, y es expresada como la densidad multiplicada por lavelocidad ssmica de la onda P del medio.

Esta propiedad es de gran importancia en los mtodos ssmicos, ya que la reflexin de una onda seproduce en interfases que separan dos medios con diferentes impedancias acstica.

La interaccin entre estos coeficientes de reflexin de las rocas y la seal emitida a travs de staspor una fuente de energa, da como resultado una traza ssmica (Fig. 4.2)..

La respuesta de las amplitudes en las trazas ssmicas vara con los cambios de impedanciaacstica, que son reflejados por ejemplo en cambios en la litologa.

Para poder relacionar estos cambios en los valores de los parmetros de la traza ssmica con lasvariaciones de litologa, se ha desarrollado el estudio de atributos ssmicos, que junto con el anlisisde facies ssmicas tienen por objetivo ser una poderosa herramienta para la caracterizacinestratigrfica y estructural de cuencas sedimentarias.



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Fig. 4.2. Relacin entre la geologa, la impedancia acstica y la traza ssmica(Modificado de Mitchum y Sangree, 1998)



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

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

El objetivo de un estudio cuantitativo es hacer predicciones numricas de las propiedades del

subsuelo de inters a travs de la ssmica.

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

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

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ATRIBUTOS SISMICOS


Atributos ms utilizados en la interpretacin geolgica de facies ssmicasFACIES SISMICAS


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Amplitud: es una funcin de la impedancia acstica y puede correlacionarse directamentecon la geologa. Contiene informacin de los contrastes de impedancia de las interfases y elespaciamiento entre ellas. Tambin puede predecir cambios laterales de litologa. La

respuesta de las amplitudes en las trazas ssmicas vara con los cambios de impedanciaacstica, que son reflejados por ejemplo en cambios en la litologa. Sin embargo, un mismovalor de amplitud puede ser producido por litologas distintas, por lo que no es suficiente paradiscriminar estas diferencias litolgicas.

Continuidad: es la propiedad por la cual un evento o pulso ssmico puede ser reconocido entrazas sucesivas. Estos pulsos repetidos crean alineaciones que dan la caracterstica de

continuidad a lo largo de las secciones ssmicas. La continuidad de reflexin est asociadacon la homogeneidad de los estratos.

Velocidad Intervlica (Vi): es la relacin entre el espesor de una capa en particular (Z) y eltiempo que tarda la onda en viajar desde el tope de la capa hasta su base (t). Su relacincon la densidad del intervalo rocoso puede suministrar informacin acerca de la composicin

litolgica (Tabla 4.2; Fig. 4.3)

Frecuencia: se relaciona a factores geolgicos como el espaciamiento entre reflectores,cambios laterales de velocidad intervlica y presencia de gas.


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TABLA 4.2. ALGUNAS RELACIONES VELOCIDAD - DENSIDAD CON LA LITOLOGIA

LITOLOGIA VELOCIDADES MAS ALTAS VELOCIDADES MAS BAJAS DENSIDADES

LUTITAS ENTERRAMIENTO PROFUNDO ENTERRAMIENTO SOMERO AUMENTA CON EL ENTERRAMIENTO

RICA EN LIMO PURA ARCILLA AUMENTA CON EL CONTENIDO DE LIMO

EQUILIBRIO HIDROSTTICO PRESION DE FLUIDO ANORMAL DISMINUYE CON PRESION ANORMAL

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

ARENISCAS POROSIDAD BAJA POROSIDAD ALTA DISMINUYE CON LA POROSIDAD(ESPECIALMENTE EN ARENISCASPOBREMENTE ESCOGIDAS)

ENTERRAMIENTO PROFUNDO ENTERRAMIENTO SOMERO AUMENTA CON EL ENTERRAMIENTO

ESCOGIMIENTO POBRE ESCOGIMIENTO BUENO

CEMENTADA CON SILICE O CARBONATOS SIN CEMENTO AUMENTA CON LA CEMENTACION

ALTO CONTENIDO DE FELDESPATOS SOLO GRANOS DE CUARZO

RICA EN LIMO UNICAMENTE GRANOS TAMAO ARENA

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

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

LIMOLITAS UNICAMENTE TAMAO LIMO RICA EN ARCILLA

RICA EN ARENA UNICAMENTE TAMAO LIMO

SATURADA DE AGUA SATURADA DE GAS

ENTERRAMIENTO PROFUNDO ENTERRAMIENTO SOMERO AUMENTA CON EL ENTERRAMIENTO

(Modificado de Mitchum y Sangree, 1998)



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Fig. 4.3. Diagrama para estimacin de litologas en funcin de la Velocidad de Intervalo y la profundidaden subsuelo (Tomado de Mitchum y Sangre, 1998)


CONFIGURACIONES DE REFLEXIONES SSMICAS


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

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

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



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


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Algunas variaciones menores en los patrones de las configuraciones ssmicas pueden ser descritas mediantetrminos modificantes como: plana (even), ondulada (wavy), acolinada (hummocky), lenticular,

FACIES SISMICAS


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interrumpida (disrupted) y contorcionada (contorted), tal como se ilustra en las Figuras 4.7 y 4.8.(Tambin ver Tabla 4.7)

Fig. 4.7. Ilustraciones esquemticas mostrando algunas variaciones comunes de configuracionesssmicas (Tomado de Mitchum et al., 1977).



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



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Los montculos son configuraciones de

reflexiones que representan elevaciones oprominencias formadas por laestratificacin, respecto al nivel general dela estratificacin adyacente. Puedenresultar de procesos depositacionalesclsticos, volcnicos o de crecimientosorgnicos (arrecifes). Sus lmites secaracterizan por las terminaciones deonlaps y downlaps de los estratos

suprayacentes que los rodean. Debido asus diversos orgenes, los montculospueden tener variadas formas externas yconfiguraciones internas (Fig. 4.9) .

Los abanicos submarinos (Fig.4.10),lbulos, derrumbes, contornitas (Fig.4.11),ondas migratorias (Fig.4.12), cuerposcarbonticos (Fig.4.13) y arrecifes y pilas

volcnicas (Fig.4.14), son lasconfiguraciones monticuladas mscomunes

Fig.4.9. Algunas unidades de facies ssmicas monticuladas (Tomado deMitchum et al., 1977)

Montculos y facies monticuladas


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A.


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Fig. 4.11. Dos ejemplos de patrones de reflexin ssmica interpretados comocontornitas. (Tomado de Bally, 1987)

B.



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Fig. 4.12. Patrones de reflexin ssmica interpretadas como ondas migratorias, ocuurren sobreuna superficie horiz

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