Geociencias Aplicadas Latinoamericanas January 2018 by EAGE

Geociencias Aplicadas Latinoamericanas Volumen 4 · Número 1 · January 2018 1

Prefacio

Estimando incertidumbres sobre la amplitud sísmica para un yacimiento del Presal a través de mapas de iluminación G. González, A. Maul, F. Jardim, L. Falcão, F. Gobatto & M. González

Mapeo del contacto agua dulce-agua salada en la villa de Algodoal, estado de pará, Brasil J.G. Luiz, E.M. Nishimura, C. Silva de Sousa y M. Heimer

Estudio de la morfología de los depósitos carbonáticos de la isla Gran Roque a partir de datos sísmicos y geológicos A. Ughi, M. Azancot y J. González

http://geolatin.eage.org

issn 2352-0418 (print) issn 2352-8281 (online)

Geociencias Aplicadas Latinoamericanas Volumen 4 · Número 1 · January 2018 1

Prefacio

Estimando incertidumbres sobre la amplitud sísmica para un yacimiento del Presal a través de mapas de iluminación G. González, A. Maul, F. Jardim, L. Falcão, F. Gobatto & M. González

Mapeo del contacto agua dulce-agua salada en la villa de Algodoal, estado de pará, Brasil J.G. Luiz, E.M. Nishimura, C. Silva de Sousa y M. Heimer

Estudio de la morfología de los depósitos carbonáticos de la isla Gran Roque a partir de datos sísmicos y geológicos A. Ughi, M. Azancot y J. González

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GEOCIENCIAS APLICADAS LATINOAMERICANAS Editor jefe Jorge Reverón Becerra Editores asociados Carlos Eduardo Abreu – Geofísica de yacimientos y Física de rocas Fredy Villaorduna Artola – Geofísica de yacimientos, Física de rocas y Sísmica multicomponente Franck Audemard – Sismología, Geodinámica y Tectónica Kurt Bayer – Interpretación sísmica Asdrúbal Bernal – Geología estructural y Tectónica Miguel Bosch – Geofísica de yacimientos e Inversión sísmica Marco Polo Buonora – Métodos no sísmicos Lorenzo Cascone – Métodos no sísmicos Sergio Chávez-Pérez – Historia de casos y Representación sísmica Carlos Cobos – Geofísica de yacimientos y Física de rocas Alejandro Escalona – Geodinámica y Análisis de cuencas Adriana Mantilla – Métodos no sísmicos Leonardo Meneses – Petrofísica Webster Mohriak – Geología estructural y Tectónica David Moreno – Ingeniería de yacimientos, simulación numérica de yacimientos Andrey Ortega – Procesamiento sísmico y Representación sísmica Paul Perdomo – Geomecánica, Ingeniería de yacimientos Gabriel Pérez – Procesamiento sísmico, Caracterización geofísica de yacimientos Roderick Perez Altamar – Caracterización geofísica de yacimientos y Física de rocas Francisco Rocha – Análisis de cuencas Franklin Ruiz – Física de rocas y Geofísica de yacimientos Carlos Santos – Física de rocas y Petrofísica Mayka Schmitt – Petrofísica Saulo Silva – Interpretación sísmica, Modelado sísmico y Anisotropía sísmica Carlos Torres-Verdin – Inversión sísmica, Geofísica de yacimientos y Petrofísica José Villa – Geoestadística, Ingeniería de yacimientos ASOCIACIÓN EUROPEA DE GEOCIENTÍFICOS E INGENIEROS Director de publicaciones y comunicaciones – Marcel van Loon (ml@eage.org) Directora de publicaciones – Linda Molenaar (lm@eage.org) Coordinadora de publicaciones – Martine Evers (mes@eage.org) Administrador de cuentas, publicidad y suscripciones – Peter Leitner (plr@eage.org) Oficina editorial – Geociencias Aplicadas Latinoamericanas Apartado de correos 59, 3990 DB Houten, Países Bajos Dirección para visitas: De Molen 42, 3994 DB Houten, Países Bajos Página web: geolatin.eage.org

Junta (Junio 2014 – Junio 2015) Philip Ringrose – Presidente Mohammed Alfaraj – Vicepresidente Chris Ward – Vicepresidente electo Walter Rietveld – Director de programas técnicos Paul Sava – Director de educación Cherieke Zunder-Doek – Secretaria-Tesorera Roald van Borselen – Director de membresía y cooperación Ugur Yaramanci – Director de publicaciones Donatella Astratti – Presidenta de la División de geociencias del petróleo y el gas Valentina Socco – Presidente de la División de geociencias cerca de la superficie Hussein Sadeegh – Asesor para África del Norte Anatoly Zolotukhin – Asesor para Rusia/CEI Ahmad Al Suwaidi – Asesor para Oriente Medio Responsabilidad Geociencias Aplicadas Latinoamericanas se publica por parte de la Asociación Europea de Geocientíficos e Ingenieros, Houten, Países Bajos. La asociación, el editor y la editorial no se hacen responsables de las opiniones expresadas y las declaraciones hechas en los artículos que se publiquen en la revista, recayendo dicha responsabilidad sobre los autores. El uso de marcas registradas o nombres de servicios, etc., en esta publicación, incluso sin referencia específica a su registro, no puede considerar que implique que esos nombres estén exentos de regulaciones de protección relevantes. Derechos de autor y reproducción © 2015 EAGE Todos los derechos reservados. Geociencias Aplicadas Latinoamericanas o cualquier parte de ella no podrá ser reproducida, almacenada en un sistema de recuperación o transcrita en ninguna forma o mediante ningún medio, electrónico o mecánico, incluida la fotocopia y la grabación, sin el consentimiento previo por escrito de la editorial. Papel La política de la editorial es utilizar papel permanente sin ácido (TCF), según la norma ISO/DIS/9706, procedente de bosques sostenibles y utilizando pulpa sin cloro (estándar Nordic-Swan). Por favor, envíe los cambios de dirección a: EAGE, apartado de correos 59, 3990 DB Houten, Países Bajos.

Geociencias Aplicadas Latinoamericanas, 2018, 1, 1

doi: 10.3997/2352-8281.20180004

Prefacio Este nuevo año que comienza parece deparar el fin de la crisis de la industria petrolera, pero aún tenemos retos que superar para ser más eficientes y más cuidadosos con el medio ambiente. Es necesario seguir profundizando en nuestros conocimientos para desarrollar tecnologías que puedan reducir los costos de exploración y producción de hidrocarburos de una forma sostenible. Lo que nos obliga a investigar más y tener más contactos entre unos y otros para enriquecer nuestras experiencias y aumentar nuestros conocimientos. Tenemos grandes retos por delante en Latinoamérica en exploración de nuevas áreas costa afuera en México, Colombia, Brasil y Argentina. Existen importantes áreas exploratorias en tierra en Colombia, Bolivia y Brasil. A esto debemos agregar el desarrollo de los recursos no-convencionales de Argentina y de aguas profundas de Brasil.

En esta edición de Geociencias Aplicadas Latinoamericanas hemos decidido mezclar temas relacionados con geociencias petroleras y no-petroleras que comparten un fin común el estudio del subsuelo y sus recursos. Ambas no son excluyentes, sino que se complementan y se nutren mutuamente de forma de mejorar el entendimiento de la Tierra. Espero que nuestros lectores encuentren interesante y enriquecedor esta nueva edición de la Revista. Feliz Año 2018 Jorge Reverón Editor en Jefe de Geociencias Aplicadas Latinoamericanas

Geociencias Aplicadas Latinoamericanas, 2018, 1, 3-9

doi:10.3997/2352-8281.20180003

Estimando incertidumbres sobre la amplitud sísmica para un yacimiento del Presal a través de mapas de iluminación Gerardo González1, Alexandre Maul2, Fernando Jardim2, Lívia Falcão2, Fernanda Gobatto2 & María González1 1 2

Paradigm Petrobras Resumen Existen muchas propuestas acerca de la forma correcta de construir el modelo de velocidad más adecuado para propósitos de migración sísmica (algoritmos, velocidades constantes o variables, anisotropía). Dichas soluciones tienen como objetivo principal mejorar la imagen sísmica y, en consecuencia, la posibilidad de tener mejores respuestas de amplitud. La amplitud sísmica es un parámetro importante para inferir la distribución de las propiedades del yacimiento a partir de la información obtenida de los pozos. Por lo tanto, tenemos que considerar las incertidumbres provenientes de la misma. En este estudio presentamos un método para el análisis de incertidumbre en la amplitud sísmica a través de estudios de iluminación, haciendo uso de diferentes modelos de velocidades construidos para entender el impacto sobre los mapas de iluminación. El modelo de velocidad original es usado como referencia para comparar el mapa inicial de iluminación contra los otros obtenidos usando diferentes modelos de velocidad. Se utilizan gráficos cruzados para evaluar áreas donde los valores son divergentes y, consecuentemente, donde existe mayor incertidumbre para utilizar las amplitudes. Con el modelo de velocidad original como entrada, construimos cuatro escenarios modificando únicamente la velocidad de la capa evaporítica: (1) usando el modelo original de la migración preapilamiento en profundidad; (2) velocidad constante para la sal; (3) extrapolación geoestadística de los perfiles de los pozos; (4) condicionando las velocidades del complejo salino con la amplitud sísmica como factor de peso. Este método puede ser usado para estimar la incertidumbre y enfatizar dónde la amplitud puede ser utilizada adecuadamente para la caracterización del yacimiento.

INTRODUCCIÓN Han sido anunciados diversos descubrimientos en las capas del pre-sal de las cuencas de Santos y de Campos en Brasil (Formaciones Barra Velha y Macabú). Para estos campos existen muchas discusiones referentes a la manera correcta de construir el modelo de velocidad más apropiado para propósitos de migración (algoritmos, velocidad constante o variable dentro de la capa evaporítica, tomografía, isotropía vs. anisotropía, Inversión de Forma de Onda Completa). Estas discusiones usualmente buscan cómo construir la mejor imagen sísmica y, consecuentemente, la respuesta de amplitud. En los flujos de trabajo de caracterización de yacimientos se considera usualmente que la respuesta de amplitud es debida únicamente a los contrastes de impedancia de las rocas. Sin embargo, es conocido que depende de varios factores, como la complejidad geológica, los parámetros de adquisición, la estrategia de procesamiento, etc., (Hari Lal et al., 2010). *

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La presencia de evaporitas homogéneas y estratificadas, de fallas que seccionan los carbonatos y mini cuencas en la sección post-sal hacen que el flujo de trabajo para la construcción del modelo de velocidad sea un proceso más desafiante cuando es comparado con otras áreas tales como el Golfo de México (Zhang et al., 2008 y Huang et al., 2009) (Figura 1). Debido a la dificultad para discernir cuáles son los factores que causan incertidumbres en la amplitud, se hace necesario evaluar su respuesta antes de usarla. Además, es razonable pensar en añadir: 1) la complejidad geológica en la construcción del modelo de velocidad, para garantizar que la imagen represente la realidad geológica; 2) evaluar el contenido de frecuencia para tener un alcance en términos de resolución sísmica y 3) otras consideraciones, como relación señal-ruido, fase, etc. En este trabajo presentamos un método para el análisis de incertidumbre de la respuesta de la amplitud sísmica instantánea, a través de los estudios de iluminación, en base a la metodología descrita en Jardim et al., 2015 y Maul et al., 2015, donde construimos cuatro escenarios diferentes de modelos de velocidad 3

G. González et al.

alterando únicamente las velocidades dentro de la unidad evaporítica y generamos mapas de iluminación por cada modelo a través de un método de trazado de rayos isotrópico, con las mismas configuraciones para cada corrida y con el mismo número de rayos disparados por cada punto de la superficie de la cima del yacimiento. Los mapas de iluminación son generados a través de un proceso de trazado de rayos, donde el valor de iluminación representa cuántos rayos alcanzan el mismo punto en el subsuelo, contaje condicionado por la geometría de adquisición considerada. Utilizamos el modelo de velocidad derivado del procesamiento sísmico original como referencia para comparar el mapa de iluminación inicial con los otros mapas obtenidos utilizando otros modelos. A través de gráficos cruzados evaluamos e identificamos áreas donde los valores tienen mayor discrepancia entre los modelos de velocidad y, por tanto, incertidumbre en la iluminación sísmica y, en consecuencia, en la respuesta de amplitud sísmica instantánea.

La Figura 2 es el mapa de amplitud sísmica instantánea extraída a partir del cubo migrado sobre la cima del yacimiento, generado en la migración en profundidad antes de apilar y que representa nuestra base para el análisis de los resultados del flujo propuesto. METODOLOGÍA PARA LA GENERACIÓN DE LOS MODELOS DE VELOCIDADES Utilizamos cuatro modelos de velocidades con consideraciones específicas dentro de la capa evaporítica para realizar los estudios de iluminación en una aproximación isótropa: Un modelo con velocidad de intervalo obtenida a partir de la tomografía sísmica en el procesamiento de migración antes de apilar (Figura 3A). Un modelo con velocidad constante para el complejo evaporítico. Realizamos un análisis estadístico de la velocidad instantánea de 4 pozos para calcular el promedio de la velocidad dentro de la unidad evaporítica (Figura 3B). Figura 1 Escenario geológico complejo: sección sísmica (A) e interpretación esquemática (B). En verde la representación de los carbonatos de los carbonatos postsal del Albiano post-sal, en azul la sección evaporítica estratificada y en rojo la sal homogénea.

Figura 2 Mapa de amplitud sísmica instantánea sobre la cima del yacimiento. Presenta una tendencia NE-SO relacionada con acumulaciones carbonatadas y fallas. La amplitud en color naranja representa el límite del yacimiento.

Estimando incertidumbres sobre la amplitud sísmica para un yacimiento del Presal

Figura 3 Consideramos cuatro modelos de velocidad: Modelo de velocidad original (A); Velocidad constante para la capa evaporítica (B); Aproximación geoestadística usando la información de los pozos y facies sísmicas (C); Ponderando la velocidad de la sal con la amplitud sísmica (D).

Figura 4 Mapa de Iluminación a partir del trazado de rayos, considerando: el modelo de velocidad original como entrada (A); velocidad constante para la capa evaporítica (B); modelo de velocidad construido a través de la combinación de un volumen de clasificación de facies sísmicas y una aproximación geoestadística (C) y el modelo de velocidad ponderado con la respuesta de la amplitud sísmica dentro de la capa evaporítica (D). Los colores fríos representan zonas con mayor densidad de impactos.

Un modelo derivado de un estudio de reconocimiento de patrones sísmicos y aproximación geoestadística para la extrapolación de las velocidades de los perfiles. Un análisis volumétrico de facies sísmicas generadas sobre el atributo de energía sísmica definió dos dominios: uno estratificado (alta energía sísmica) y uno homogéneo (baja energía sísmica). Construimos una malla deformada por la interpretación sísmica para la extrapolación de las velocidades de los pozos y el tratamiento en el dominio estratificado. Para el dominio homogéneo consideramos una veloci-

dad constante asociada a la velocidad de la halita (4500 m/s) (Figura 3C). Un modelo de velocidad generado utilizando la amplitud como un factor de peso dentro del complejo salino (Maul et al., 2015, Jardim et al., 2015, Oliveira et al., 2015 y Meneguim et al., 2015), con la premisa de alcanzar una mejor representación de las heterogeneidades. En base a la amplitud y a la interpretación geológica, asumimos los máximos de polaridad positiva como Anhidrita (velocidad de intervalo = 5900 m/s), los máxi-

G. González et al.

mos de polaridad negativa como Carnalita (velocidad de intervalo = 3900 m/s) y los valores intermedios como Halita (velocidad de intervalo = 4500 m/s). El criterio para establecer los valores está basado en el estudio realizado con la información de muestras de perforación, las velocidades calculadas a partir del perfil sónico y la proporción del tipo de roca por pozo, metodología adaptada a la presentada en el trabajo de Amaral et al., 2015 (Figura 3D). METODOLOGÍA PARA LA CONSTRUCCIÓN DE LOS MAPAS DE ILUMINACIÓN El análisis de iluminación del subsuelo provee un puente tecnológico para entender las dependencias del modelo de velocidad, la parametrización de migración y la adquisición sísmica sobre la imagen sísmica obtenida (Laurin et al., 2004a and Laurin et al., 2004b). Utilizamos un proceso de trazado de rayos que cuantifica la relación entre la geometría de adquisición en superficie y los ángulos en el subsuelo sobre las áreas objetivo para obtener mapas de conteo de iluminación por cada escenario de velocidad. La entrada para esta herramienta de iluminación incluye el modelo de velocidad y el modelo estructural (premisa isótropa). Para la generación de los mapas de iluminación experimentamos con diversas configuraciones (apertura, distancia máxima fuente-receptor, ángulos de apertura y filtrado de rayos) con la finalidad de encontrar los parametros ideales para correr los procesos de trazados de rayos para cada uno de los modelos (Figura 4).

METODOLOGÍA PARA EL ANÁLISIS DE RESULTADOS Como primer análisis comparamos la respuesta entre todos los mapas de iluminación, el mapa de la amplitud extraída sobre la cima del yacimiento y el mapa de espesor de la capa evaporítica. La idea es demostrar cómo la velocidad de intervalo y el espesor de la capa de sal influyen sobre la amplitud instantánea sobre la cima del yacimiento. Una de las observaciones del estudio de Oliveira et al., 2015 es la constatación de que existe una correspondencia entre los valores menores de los espesores de la capa salina y los valores mayores del mapa medio de velocidad de intervalo para esta unidad (Figura 5). Interpretamos este escenario como mayor concentración de anhidrita debido a la posible salida de la halita por la sobrecarga ejercida por las unidades de carbonato depositadas posteriormente. Esta consideración es importante porque las variaciones de velocidad debido a la presencia de anhidrita estratificada en estas áreas tienen un impacto directo en la dispersión de los rayos y, en consecuencia, en los mapas de iluminación resultantes. En otro análisis utilizamos una aproximación basada en gráficos cruzados entre los distintos mapas de iluminación para hacer la evaluación de la influencia de la capa evaporítica en las respuestas de la amplitud, y para identificar regiones donde los valores de la respuesta son más divergentes. Consideramos el mapa de iluminación generado con la velocidad de migración antes de apilar como el escenario base, realizamos un gráfico cruzado entre este escenario base y cada uno de los mapas de iluminación obtenidos con los diferentes modelos de

Figura 5 Mapa de espesor de la capa evaporítica (A), mapa de valores medios de la velocidad de intervalo de la capa de sal (en esta figura las líneas de contorno representan las curvas de nivel del mapa de espesor y observamos que existe una coincidencia entre valores altos de velocidad y menores espesores) (B) y ventana sobre la sección de velocidad 3D ilustrando el comportamiento que existe en todo el modelo generado (C). Adaptado de Oliveira et al., 2015.v

Estimando incertidumbres sobre la amplitud sísmica para un yacimiento del Presal

Figura 6 Gráfico cruzado entre mapas de iluminación generados con el modelo de velocidad del procesamiento en profundidad y el modelo ponderado con la amplitud. En este caso particular, la mayoría de los puntos están bien correlacionados. Los puntos dispersos fuera de la elipse pueden ser interpretados como anomalías (A). Análisis de los gráficos cruzados de mapas de iluminación, donde es posible ver enfatizados los puntos anómalos sobre el mapa de amplitudes sísmicas instantáneas, sugiriendo áreas de baja correspondencia, es decir, donde se interpreta menor confianza en la respuesta (B).

Figura 7 Mapa de confianza de la respuesta de la amplitud generado a partir de la integración final de los resultados (A). Mapa de amplitud sísmica instantánea con la información de confianza superpuesta (B). El color azul indica una mayor confianza y el rojo la menor.

velocidad, definimos una línea de tendencia y la desviación estándar para identificar regiones de valores discordantes en cada uno. Los puntos con mayor dispersión, representados por el color violeta en la paleta que utilizamos, se graficaron sobre el mapa de amplitud instantánea (caso referencia) para generar un mapa que enfatizara las zonas fuera de la tendencia, mostrando el grado de confianza de la respuesta de la amplitud para estudios de caracterización sísmica de yacimientos (Figura 6). En el análisis, los puntos dentro de la elipse alrededor de la línea de tendencia no son utilizados para la generación de los mapas, pues se considera que no están afectados por las variaciones de los modelos de velocidad y, por lo tanto, representan información más confiable. Posteriormente, realizamos la integración de todos los mapas de dispersión para cada combinación entre mapas de iluminación, generando propiedades discretas y realizando una suma de todos los mapas. Como resultado, obtuvimos un mapa de confianza sobre la respuesta de la amplitud sísmica, generado en base a la consideración de distintos escenarios de velocidad para la unidad evaporítica (Figura 7). La generación de escenarios para incluir un condicionamiento geológico en la construcción de modelos de velocidad sugiere que hay que reconsiderar el peso que le es otor-

gado a la tomografía en busca de la mejor imagen. Este tipo de modelos pueden ser considerados como modelos iniciales para la migración en profundidad, con la esperanza de tener una mejor imagen y mayor confianza en las amplitudes para los flujos de caracterización del yacimiento. Gobatto et al., 2016 presentan la validación del modelo de velocidad que considera las estratificaciones dentro de la capa evaporítica. Para este trabajo construimos un modelo con las velocidades esperadas para los carbonatos albienses y estratificaciones de sal, con el fin de incorporarlo como modelo inicial en un flujo de migración en profundidad preapilamiento. La Figura 8 muestra las diferencias entre el conjunto de trazas migradas con y sin este modelo. Los resultados de las primeras interacciones utilizando este modelo generan una horizontalización mejor de los reflectores, resultado que apoya nuestra propuesta de utilizar una mejor representación de la geología en la construcción de los modelos. En la Figura 9 se muestra, por un lado, la selección de tres trazas en zonas de comportamiento de sal diferentes unas de otras y, por otro lado, el dato preapilado migrado en profundidad usando el modelo que considera las estratificaciones. Para dife-

G. González et al.

bres asociado a cada escenario va a proporcionar un mejor entendimiento de la incertidumbre asociada a las amplitudes del yacimiento de estudio.

Figura 8 Dato preapilado migrado en profundidad con (A) el modelo de velocidad original obtenido a partir de la tomografía sísmica y (B) con el modelo refinado considerando estratificaciones dentro de la capa evaporítica. Para este CDP los reflectores están mejor horizontalizados con el modelo refinado. Adaptado de Goratto et al., 2016.

rentes profundidades y posiciones podemos observar reflectores horizontales en las primeras interacciones. A pesar de que esta prueba se realizó únicamente en un conjunto de líneas, el resultado valida la utilización de este tipo de modelos como base para la generación de la imagen sísmica en profundidad. La combinación del análisis de mapas de confianza a partir de estudios de iluminación y un estudio estructural de incertidum-

CONCLUSIONES Construir un modelo de velocidad de intervalo adecuado es la clave para tener una respuesta representativa en la imagen. Nuestra metodología promueve el uso de mapas de iluminación como herramienta para estimar la incertidumbre implícita en los diferentes modelos de velocidad para estudios de caracterización sísmica. Los mapas de iluminación indicaron las zonas donde la amplitud podría ser utilizada con confianza como tendencia para poblar propiedades de yacimiento. Las heterogeneidades en la sección evaporítica se representan de una manera más adecuada cuando no utilizamos los modelos considerados como simples: el original del procesamiento sísmico o el de velocidad constante. En cambio, el modelo creado por la extrapolación geoestadística de registros de pozos representa escenarios de estratificaciones confiables, aunque sin la garantía de acertar en el posicionamiento de las estructuras. Por último, el modelo basado en la aplicación de pesos para la amplitud, representa mejor la localización de las estratificaciones que ocurren debido a los contrastes existentes entre las sales. Como próximo paso, pensamos utilizar este último modelo como base para una nueva migración en profundidad para toda el área, comparar el impacto sobre el flujo para la generación de la imagen sísmica y estimar la incertidumbre en base a las diferencias en el posicionamiento de las estructuras. La respuesta de amplitud para los yacimientos debajo de la sección evaporítica sufre la influencia del modelo de velocidad

Figura 9 Sección sísmica del área de estudio. Las líneas amarillas representan diferentes posiciones para diferentes comportamientos dentro de la capa evaporítica. A la derecha se presenta un panel para cada posición con el dato preapilado migrado en profundidad con el modelo refinado con las estratificaciones. Se observan reflectores planos a partir de las primeras interacciones de la migración para todas las posiciones y profundidades

Estimando incertidumbres sobre la amplitud sísmica para un yacimiento del Presal

construido para esa sección. Por lo tanto, sugerimos incluir las estratificaciones de sal en los modelos de manera que se puedan obtener resultados más representativos de la geología. El análisis de incertidumbres propuesto es una herramienta útil para evaluar la confiabilidad de la respuesta de amplitud del yacimiento, ya que tiene en cuenta varios enfoques y consideraciones importantes para la generación de la imagen sísmica. AGRADECIMIENTOS Los autores agradecen a Petrobras y a Paradigm por el soporte, el tiempo y los datos para esta investigación y por permitir su publicación. REFERENCIAS Amaral, P.J., Maul, A., Falcão, L., González, M. & González, G., 2015. Estudo estatístico da velocidade dos sais na camada evaporítica na Bacia de Santos. 14th International Congress of the SBGf – Rio de Janeiro, RJ, Brazil. Jardim, F., Maul, A., Falcão, L. & González, G., 2015. Estimating amplitudes uncertainties through illuminations studies for a pre-salt reservoir. 14th International Congress of the SBGf – Rio de Janeiro, RJ, Brazil. Gobatto, F., Maul, A., Teixeira, L., Boechat, J.B., Falcão, L., González, M. & González, G., 2016. Refining velocity model within the salt section in Santos Basin: an innovative workflow to include the exis-

ting stratification and its considerations. 86th Annual International Meeting, SEG, Expanded Abstracts, Dallas, Texas, USA. Hari Lal, S. K., Biswal & Nangia J.L., 2010. Pitfalls in seismic amplitude interpretation: Lessons from Oligocene channel sandstones. The Leading Edge, April 2010, v. 29, p. 384-390. Huang, Y., Zhang Y. & Zhang, H., 2009. The Benefit of TTI Reverse Time Migration for Subsalt Imaging, Gulf of Mexico. 77th EAGE Conference & Exhibition – Madrid, Spain. Laurain, R., Gelius, L., Vinje, V. & Lecomte, I., 2004. A review of 3D illumination studies. Journal of Seismic Exploration, 13: 17-37. Laurain, R., Vinje, V. & Strand, C., 2004. Simulated migration amplitude for improving amplitude estimates in seismic illumination studies: The Leading Edge, v.23, Issue 3, p. 240. Maul, A., Jardim, F., Falcão, L. & González, G., 2015. Observing amplitude uncertainties for a pre-salt reservoir using illumination study (Hit-Maps). 77th EAGE Conference & Exhibition. Madrid, Spain. Meneguim, T, Mendes, S., Maul, A., Falcão, L., González, M. & González, G., 2015. Combining seismic facies analysis and well information to guide new interval velocity models for a pre-salt study, Santos Basin, Brazil. 14th International Congress of the SBGf – Rio de Janeiro, RJ, Brazil. Oliveira, L.C., Falcão, L., Maul, A., Rosseto, J., González, M. & González, G., 2015. Geological velocity approach in order to obtain a detailed velocity model for the evaporitic section, Santos Basin. 14th International Congress of the SBGf – Rio de Janeiro, RJ, Brazil. Zhang, H. & Zhang, Y., 2008. Reverse time migration in 3D heterogeneous TTI Media. 78th Annual International Meeting, SEG, Expanded Abstracts, 2196-2200, Las Vegas, Nevada, USA.

Geociencias Aplicadas Latinoamericanas, 2018, 1, 11-18

doi: 10.3997/2352-8281.20180001

Mapeo del contacto agua dulce-agua salada en la villa de Algodoal, estado de pará, Brasil José Gouvêa Luiz1*, Edison Massato Nishimura2, Cristiane Silva de Sousa3 y Michael Heimer4 Universidade Federal do Pará–Departamento de Geofísica, Belém, Pará, Brazil Petróleo Brasileiro S/A, Aracaju, Sergipe, Brazil 3 Serviço Geológico do Brasil (CPRM), Belém, Pará, Brazil 4 Escola Politécnica/Universidade Federal da Bahia–Departamento de Engenharia de Transportes, Salvador, Bahia, Brazil 1 2

RESUMEN En las islas oceánicas, uno de los principales problemas para la subsistencia es la obtención de agua dulce. Los residentes de la villa de Algodoal, ubicada en la isla de Algodoal, nordeste del estado de Pará, Brasil, han experimentado problemas para obtener agua dulce, ya que en este ambiente de isla oceánica la cuña salina del agua de mar contamina los pozos que se excavan para la extracción de agua del primer acuífero subterráneo. En el presente estudio, se intenta definir la interfaz que separa el agua dulce del agua salada con el fin de guiar la profundidad máxima a excavar en la construcción de pozos. El estudio se llevó a cabo utilizando los métodos de resistividad (sondeo eléctrico vertical y perfiles eléctricos) y de potencial espontáneo. También se tomaron medidas de la conductividad eléctrica en agua de los pozos utilizados en la abastecimiento interno de la localidad. Los resultados sugieren un área alargada de dirección noroeste-sureste, situada en la parte central de la zona de estudio, como la mejor región para localización de pozos y una profundidad máxima de 6 m para su excavación. Palabras clave: Villa de Algodoal, resistividad eléctrica, potencial espontáneo, conductividad eléctrica, interfaz agua dulce-agua salada. ABSTRACT On oceanic islands, one of the major problems for subsistence is to obtain fresh water. Residents of Algodoal village, located in Algodoal Island, northeastern of state of Pará, Brazil, have experienced problems getting fresh water, because, in this oceanic island environment, the salt wedge of the ocean water contaminates the wells that are dug for the water drawn from the first ground water aquifer. In the present study, we attempted to define the interface that separates fresh water from salt water in order to guide the maximum depth to be excavated in the construction of wells. The study was conducted using the methods of resistivity (Vertical Electric Sounding and Electric Profiling) and spontaneous potential. It were also taken measurements of electrical conductivity of water in wells used in the domestic supply of the village. The results suggest an elongated area in the direction NW-SE, located in the central portion of the study area, as the best region for wells location and maximum depth of 6 m for its excavation. Keywords: Algodoal Village, electrical resistivity, spontaneous potential, electrical conductivity, freshwater-saltwater interface. *

gouvea-luiz@uol.com.br

INTRODUCCIÓN Las zonas costeras son ambientes donde los recursos hídricos subterráneos pueden ser fácilmente contaminados por la salinidad marina. La contaminación de las aguas subterráneas dulces por el agua de mar es causada por el avance de la cuña salina del océano hacia el continente. La villa de Algodoal es un pueblo de pescadores situado en la isla de Algodoal, municipio de Maracanã, en el nordeste del estado de Pará, Brasil, a aproximadamente 170 km de Belém, capital del estado (Figura 1). En la villa de Algodoal, la mayoría de los residentes obtiene el agua para el consumo de pozos excavados (tipo Amazonas, con un diámetro medio de 1 m y profundidad hasta 5 m) alcanzando el nivel freático del primer acuífero. Dependiendo de dónde se excavan y de su profundidad, los pozos pueden proporcionar agua dulce, salobre o salada. El objetivo de este estudio es el mapeo de la superficie de contacto entre el agua dulce y el agua salada en la villa de Algodoal utilizando métodos geofísicos para identificar áreas potenciales para la ubicación, excavación o perforación y extracción de los recursos de agua subterránea del primer acuífero. El estudio, por lo tanto, sirve para indicar a los habitantes del poblado la profundidad máxima que deben excavar para extraer agua dulce subterránea. 11

J.G. Luiz et al.

Figura 1 Mapa de localización de la villa de Algodoal.

Las mediciones geofísicas se realizaron sobre la superficie del suelo con los métodos de resistividad y potencial espontáneo. Durante el trabajo también se llevaron a cabo mediciones de la conductividad eléctrica del agua de varios pozos excavados en la zona. Las mediciones eléctricas se eligieron para el estudio debido a que las propiedades de los materiales del subsuelo que controlan la respuesta de los métodos geofísicos utilizados están fuertemente afectadas por la salinidad del agua contenida en los poros de las rocas y en los sedimentos presentes en el subsuelo. Por otra parte, este tipo de metodología ha sido aplicada con éxito en la determinación del contacto agua dulce-agua salada en las regiones costeras, como lo demuestra el trabajo realizado por Davino et al. (1980) con el método de resistividad eléctrica en Ilha Comprida, ciudad de Iguape, São Paulo, Brasil; por Arora y Bose (1981) con los métodos de resistividad y electromagnético en Abohar, Punjab; por Lima y Macedo (1983) con el método de resistividad eléctrica en los acuíferos costeros de Caravelas, Alcobaça, Región de Bahia, Brasil; por Goldman et al. (1991) con el método electromagnético en Israel; y por Aquino et al. (1998) con el método de radar (GPR) en zonas costeras de Salvador, Bahia, Brasil y Niteroi, Río de Janeiro, Brasil. De los métodos empleados en el estudio, únicamente el método de potencial espontáneo no aparece en la literatura con el tipo de aplicación aquí presentada.

Figura 2 Mapa de localización de la prospección geofísica en la villa de Algodoal.

El estudio se realizó en la zona de la villa que incluye las 5 calles transversales a la línea de playa (numeradas del 1 al 5, Figura 2). La zona está delimitada al oeste por la línea de playa y al este por una zona de manglar.

CARACTERÍSTICAS GEOLÓGICAS LOCALES La isla de Algodoal consiste en depósitos del Holoceno dispuestos sobre los sedimentos Paleógenos-Cuaternarios de la Formación Barreiras y Pós-Barreiras (Santos, 1996). Los estudios geomorfológicos de Santos (1996) permitieron la identificación de dos grandes sistemas de relieve para el área de interés: Meseta de la Costa y Planicie Costera, que condujeron al reconocimiento de 9 unidades morfoestratigráficas: cordones

Mapeo del contacto agua dulce-agua salada

de playa-duna, paleo dunas, dunas costeras, playa, planicie supramareal, planicie intermareal, barra de arena de las mareas, barra y pantano salino. Santos (1996) también estableció 10 facies estratigráficas: lodo intermareal, arenas en canales de marea, arena y lodo de barras, lodo de planicie supramareal, arena y lodo marino, lodo de estuario, arena marina, arcilla limosa bioturbada, sedimentos indiferenciados y arena moteada. En el subsuelo poco profundo de la villa de Algodoal existe una alternancia de sedimentos arenosos y arcillosos, probablemente correlacionada con los sedimentos Pós-Barreiras, como se muestra en el perfil litológico de la Figura 3. Este perfil fue construido a partir de la interpretación de testificaciones geofísicas por Rayos Gamma ejecutadas en 7 pozos consecutivos que distan de 5 a 10 m. Los pozos, ubicados en la calle 2, entre las calles de la Playa y Magalhães Barata (representados por el pozo perforado 22 en la Fig. 2), se utilizan conjuntamente para el suministro de agua de parte de la localidad. ESTUDIO GEOFÍSICO Para mapear la interfaz agua dulce-agua salada se realizaron en la villa de Algodoal mediciones de resistividad aparente a través de sondeos eléctricos verticales (SEV) y calicatas eléctricas (CE), perfiles de potencial espontáneo y medidas de conductividad eléctrica en el agua de los pozos. El área de la prospección geofísica se muestra en el mapa en la Figura 2. Los SEV’s se realizaron por medio del dispositivo electródico Schlumberger en 4 puntos (Figura 2). Las mediciones de resistividad aparente en las CE se han tomado con el dispositivo electródico Wenner en las calles 2 y 3, y con el dispositivo axil o dipolo-dipolo (separación de los dipolos = 10 m) en la calle 5 (Figura 2). Las medidas de potencial espontáneo fueron obtenidas a lo largo de las calles 1 a 5 que se muestran en la Figura 2. Las mediciones de conductividad se llevaron a cabo en el agua de 34 pozos excavados, cuya localización se muestra en la Figura 2, y en el agua de los 7 pozos de la calle 2 (representados por el pozo 22 en la Figura 2), que permitieron la construcción del perfil litológico de la Figura 3. MEDICIONES DE RESISTIVIDAD APARENTE Las mediciones de resistividad aparente en los SEV’s y CE se realizaron con un instrumento desarrollado en el Departamento de Geofísica de la Universidad Federal de Pará. Este instrumento tiene un solo canal y es totalmente manual. Así, para tomar las medidas se necesita inyectar manualmente la corriente para obtener la diferencia de potencial. A continuación, el valor de la resistividad se calcula dividiendo la diferencia de potencial por el valor de la corriente y multiplicándolo por el factor geométrico asociado con las posiciones de los electrodos. Las mediciones de resistividad son difíciles de realizar en el área investigada, ya que las calles del pueblo contienen una gran cantidad de arena en la parte menos profunda, lo que dificulta el contacto eléctrico para la inyección de corriente. Durante las

mediciones, a menudo fue necesario el uso de cuatro electrodos conectados en serie en la posición de inyección de corriente. Esto llevó a reducir la región de investigación de la resistividad. Lo ideal es utilizar el dispositivo electródico dipolo-dipolo en todas las medidas, ya que permite observar los cambios de resistividad en las direcciones horizontal y vertical, proporcionando una imagen de la distribución de la resistividad en el subsuelo. Sin embargo, el dispositivo electródico dipolo-dipolo se utilizó en sólo una de las calles por ser difícil de realizar las mediciones con el instrumento empleado en la investigación, que es totalmente manual. Con este instrumento, el procedimiento para las medidas es mucho más simple cuando se utiliza el dispositivo Wenner. Por esta razón, los otros dos perfiles se midieron con el dispositivo Wenner. SONDEOS ELÉCTRICOS VERTICALES Las Figuras 4 y 5 muestran los datos medidos en los 4 SEV’s (representados por cuadrados pequeños) y la respuesta calculada para los modelos obtenidos (representada por la línea continua). Los SEV’s se interpretaron con la ayuda del perfil litológico que se muestra en la Figura 3. Esta correlación condujo a la definición de modelos preliminares de distribución de la resistividad en el subsuelo. Así, los modelos preliminares fueron procesados mediante un algoritmo de inversión automática para establecer los modelos finales. Al aplicar el método de inversión automática en la interpretación de los SEV’s se utilizó un programa desarrollado en el Departamento de Geofísica de la UFPA.

Figura 3 Perfil litológico construido a partir de testificaciones por Rayos Gamma (RG) efectuadas en 7 pozos poco profundos de la villa de Algodoal; CPS = conteo por segundo.

J.G. Luiz et al.

Figura 4 Sondeos eléctricos 1 y 2. Los cuadrados representan los valores medidos, mientras que la línea continua representa los valores calculados para el modelo geoeléctrico mencionado.

Las curvas de SEV muestran un patrón de 4 capas (SEV 1 y 2) y 5 capas (SEV 3 y 4), mientras que el perfil litológico muestra 7 capas en los primeros 16 m de profundidad. La correlación con el perfil litológico permitió utilizar un mayor número de capas en el modelo de SEV, aunque este número no sea evidente en las curvas. Como se ha mencionado, para obtener el modelo inicial utilizado en la inversión de los datos del SEV 2 se utilizaron, como información a priori, los espesores de las capas obtenidos a partir del perfil litológico de la Figura 3. Se adoptó este procedimiento debido a que los pozos que permitieron la construcción del perfil se encuentran muy cerca de la posición del SEV. Los valores de resistividad del modelo geoeléctrico obtenido en la inversión del SEV 2 se utilizaron como referencia para la interpretación de los otros SEV’s.

La cuarta capa eléctrica de los SEV’s 1 y 2 (Figura 4) y la quinta capa de los SEV’s 3 y 4 (Figura 5) probablemente corresponden a la zona de arena que proporciona agua dulce en los pozos excavados, mientras que la baja resistividad de la capa siguiente debe ser debida a la influencia de la cuña salina. CALICATAS ELÉCTRICAS La Figura 6 muestra la interpretación de los datos obtenidos con el dispositivo dipolo-dipolo a lo largo de la calle 5, en el extremo norte de la zona investigada. El programa utilizado en la interpretación del perfil fue RES2DINV. La parte superior de la Figura muestra los valores medidos de resistividad aparente, mientras que en la parte central se representan los valores de resistividad aparente calculados para el modelo de dis-

Mapeo del contacto agua dulce-agua salada

tribución de la resistividad, que se muestra en la parte inferior de la figura. El modelo se obtuvo de la inversión de los datos medidos. En esta Figura se observa que los valores de resistividad más bajos están más cerca de la superficie del suelo en la parte oriental del perfil. Al caminar hacia el oeste, se observa que los valores más bajos se distribuyen a mayores profundidades, lo que sugiere que el área que contiene el agua de mar es más superficial en la parte oriental del perfil y se hace más profunda hacia el oeste. Tomando como límite superior de resistividad para el agua salobre el valor 20 ohm.m (500 mS/cm) y una porosidad del 30% para el material del subsuelo (arenas), se calcula, a través de la Fórmula de Archie (Astier, 1975), un valor de resistividad de

222 ohm.m para el subsuelo, por debajo del cual los valores de resistividad son indicativos de que el material tiene los poros llenos de agua salobre o salina. Este valor, que está representado por la línea discontinua en la parte inferior de la Figura 6, es, por tanto, el contacto estimado agua dulce-agua salada a lo largo del perfil. En la Figura 7 se muestran los datos de resistividad aparente obtenidos con el dispositivo Wenner a lo largo de la calle 2 (parte inferior de la figura) y de la calle 3 (parte superior de la figura). En la calle 2 se utilizó la separación entre electrodos a = AM = MN = NB = 30 m, mientras que en la calle 3 se utilizó la separación a = 20 m. Los valores medidos con el dispositivo Wenner se interpretaron cualitativamente y las profundidades de investigación se estimaron Figura 5 Sondeos eléctricos 3 y 4. Los cuadrados representan los valores medidos, mientras que la línea continua representa los valores calculados para el modelo geoeléctrico mencionado.

J.G. Luiz et al.

Figura 6 Datos de resistividad aparente y resistividad aparente calculada a partir del modelo presentado en la parte inferior, a partir de la calicata eléctrica con dispositivo dipolo-dipolo ejecutada en la calle 5.

de la calle 2. Esto indica que en estos lugares el contacto agua dulce-agua salada está más cerca de la superficie del suelo que en la parte central del perfil.

Figura 7 Calicatas eléctricas con dispositivo Wenner ejecutadas en las calles 2 y 3.

empíricamente (usando la regla del 10% de la separación entre los electrodos de corriente AB). En el perfil de la calle 2, la profundidad de investigación se estimó empíricamente en 9 m (10% de la separación entre los electrodos de inyección de corriente), mientras que en la calle 3 esta profundidad empírica se estimó en 6 m. En la Figura 7 se observa que los valores medidos en toda la extensión del perfil de la calle 2 son mucho menores que los medidos en la calle 3. Esto es debido probablemente a la mayor profundidad de la investigación en este perfil, lo que permitió llegar a la zona debajo de la interfaz agua dulce-agua salada. Por otro lado, en la calle 3 sólo en los extremos este y oeste los valores de resistividad del perfil son muy bajos, especialmente en el extremo oriental, donde los valores son similares a los del perfil

MEDICIONES DE CONDUCTIVIDAD ELÉCTRICA Las medidas de conductividad eléctrica de agua, tomadas en 35 puntos en la villa de Algodoal (34 en pozos excavados del tipo Amazonas y 1 en el conjunto de pozos perforados de poca profundidad), se muestran en el mapa de la Figura 8. En el mapa se observa que los valores más altos de conductividad se encuentran principalmente en la porción nordeste (cerca de los pozos 11 y 12) y, en segundo lugar, en el extremo sudoeste (cerca de los pozos 18 y 21) de la zona investigada, así como cerca de los pozos 6 y 7; mientras que los valores más bajos se distribuyen a lo largo de un camino con dirección aproximadamente noroeste-sureste. La distribución de los valores más altos de conductividad eléctrica indica que en estas áreas los pozos alcanzaron el agua salobre. Teniendo en cuenta que los pozos del tipo Amazonas se construyen a profundidades aproximadamente iguales, se puede inferir que en los sitios de alto valor de conductividad el contacto agua dulce-agua salada es más cercano a la superficie del suelo. La distribución de los valores de conductividad, que se muestra en la Figura 8, sugiere como prometedoras para la excavación de pozos de tipo Amazonas las áreas que incluyen las iso-líneas de valores inferiores a 300 mS/cm. MÉTODO DE POTENCIAL ESPONTÁNEO Las mediciones de potencial espontáneo se tomaron en las 5 calles (calles 1 a 5) perpendiculares a la línea de playa (Figura 9). Durante las medidas, uno de los electrodos permaneció fijo en el extremo oriental de las calles, mientras que el otro electrodo se

Mapeo del contacto agua dulce-agua salada

cambió a intervalos de 20 m. Para que las mediciones se pudieren correlacionar, las mediciones de cada electrodo fijo de las calles

Figura 8 Mapa de conductividad eléctrica del agua de pozos poco profundos en la villa de Algodoal. La posición de los pozos se muestra en el mapa.

2 a 4 fueron relacionadas a la posición del electrodo fijo de la calle 1 y las mediciones en cada calle corregidas. La distribución de los valores altos de potencial espontáneo en el área, que se muestra en la Figura 9, presenta una buena relación con los valores más bajos de conductividad eléctrica del agua (que se muestra en la Figura 8). Esta relación sugiere que las regiones delimitadas por iso-líneas de 10 mV (en rojo en el mapa) son las zonas donde hay mayor probabilidad de que los pozos excavados tipo Amazonas (a poca profundidad) no alcancen agua salada. Se debe explicar aquí que el método del potencial espontáneo se aplicó originalmente en la investigación con el propósito de determinar la dirección del flujo de agua subterránea, aplicación que generalmente se asocia a este método (Bogolovsky y Ogilvy, 1973; Schiavone y Quarto, 1984). No obstante, en el análisis de los datos se observó que los valores medidos podrían estar asociados con la salinidad del agua. CONCLUSIONES Los resultados de la prospección geofísica en la villa sugiere el cinturón central de dirección noroeste-sureste de la zona investigada como el mejor lugar para excavar pozos poco profundos y obtener agua sin contaminación salina. Esta faja coincide, en el mapa de la Figura 8, con la región en la que las iso-líneas de conductividad muestran valores inferiores a 300 mS/cm y con la región, en el mapa de la Figura 9, que define los valores de potencial espontáneo superiores a 10 mV. De acuerdo con los SEV’s y calicatas eléctricas, la profundidad de la interfaz que separa el agua de mar del agua dulce en esta faja parece ser mayor a 6 m. En la mayoría de las zonas cercanas a los extremos de las calles investigadas, la probabilidad de que los pozos produzcan agua salobre o salada es muy grande. El método de potencial espontáneo aplicado en la villa de Algodoal ha mostrado excelentes resultados en la asignación cualitativa de la interfaz agua dulce-agua salada. Los resultados obtenidos en esta investigación con la resistividad pueden ser considerados buenos, a pesar de las condiciones encontradas durante las mediciones. Entre los problemas enfrentados, aparece el instrumento utilizado en las mediciones, que era totalmente manual y no permitió medidas en proceso automático; sin embargo, se observó que el proceso manual no afecta a la precisión de las mediciones, sino que solamente desacelera el procedimiento. Otro problema durante las mediciones fue la existencia de un ambiente arenoso raso muy resistivo, lo que hace difícil la inyección de corriente, y que requiere el uso de al menos cuatro electrodos en cada posición de inyección. REFERENCIAS

Figura 9 Mapa de iso-líneas de milivoltios obtenido con el método de potencial espontáneo en la villa de Algodoal.

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J.G. Luiz et al.

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Geociencias Aplicadas Latinoamericanas, 2018, 1, 19-27

doi: 10.3997/2352-8281.20180002

Estudio de la morfología de los depósitos carbonáticos de la isla Gran Roque a partir de datos sísmicos y geológicos Antonio Ughi1*, Manuel Azancot2 y Jesús González3 aboratorio de Tectónica y Geodinámica, Departamento de Geofísica, Escuela de Geología, Minas y Geofísica, Universidad Central L de Venezuela. 2 GEOINGDRA C.A. 3 Laboratorio de Geofísica Aplicada, Departamento de Geofísica, Escuela de Geología, Minas y Geofísica, Universidad Central de Venezuela. 1

RESUMEN Se realizaron veinte perforaciones geotécnicas y siete sondeos sísmicos de refracción en la sección sur oriental de la isla Gran Roque con el propósito de modelar la morfología de los depósitos carbonáticos cuaternarios y comparar los resultados con los modelos de evolución postulados en investigaciones anteriores. Con esta combinación de datos, se elaboró un mapa que ilustra la geometría del tope del depósito carbonático, depositado durante la transgresión del Sangamon y luego expuesto durante la glaciación Wisconsin, en donde se evidencia que sufrió un importante proceso erosivo que le confirió una geometría irregular o paleo-relieve mucho más complejo a lo previamente sugerido y que está constituido por crestas que separan amplias depresiones en donde se dieron las condiciones ideales para la formación de lagunas y su posterior estabilización con sedimentación clástica proveniente de los cerros del Gran Roque. A su vez, el paleo-relieve también contribuyó a canalizar la dirección de las escorrentías superficiales y, por lo tanto, el proceso de erosión-deposición sobre las terrazas carbonáticas emergidas, mientras que las corrientes marinas controlaron la deposición en la plataforma circundante y permitieron la aparición de llanuras arenosas que luego fueron estabilizadas por la vegetación tipo manglar. INTRODUCCIÓN El archipiélago de Los Roques está situado en el mar Caribe a 160 km al norte de la costa venezolana. Está constituido por un conjunto de 42 islas y cayos que, junto con algo más de 250 bancos de arena y arrecifes coralinos, ocupan un área de 2251 km2 y se aglomeran en torno a una laguna central (Fig. 1), formando un rectángulo de aproximadamente 36,6 km de largo en sentido este-oeste y 24,6 km de ancho en sentido norte-sur (Sociedad de Ciencias Naturales La Salle, 1956). Entre las principales islas del archipiélago destacan, al norte, los Cayos Madrisquí, Nordisqui y la isla Gran Roque; este conjunto representa el extremo nororiental del archipiélago y está conectado por el este con una extensa barrera de arrecifes. En la zona central del archipiélago se encuentran los cayos Espenqui, Crasquí, Noronquises, isla Larga, Carenero y Cuchillo, que delimitan la laguna central por el norte. El límite sur de la laguna está constituido por los cayos Sal, Nube Verde, Grande y Gresqui y el límite oeste está conformado por Cayo de Agua, Cayo Bequeve y Dos Mosquises (Fig. 1). Las profundidades batimétricas en el archipiélago de Los Roques son generalmente someras, lo que facilita la prolifera*

antonio.ughi@ucv.ve

ción de una rica biota carbonática. La laguna central, por ejemplo, posee una profundidad de agua de 3,7 a 5,5 m como promedio, con algunas zonas entre los principales cayos que pueden alcanzar entre 11 y 20 m. Fuera de la barrera exterior de arrecifes, la batimetría se incrementa significativamente hasta alcanzar entre 30 y 100 m cerca del talud arrecifal, desde donde aumenta abruptamente desde los 350 hasta los 500 m de profundidad (Fig. 1). La geometría del fondo marino y su drástico cambio de profundidad obedecen a que todo el conjunto del archipiélago posee como basamento una meseta submarina de origen ígneo que se proyecta abruptamente hacia la superficie desde el fondo marino circundante. El archipiélago de Los Roques ha sido estudiado profusamente desde el punto de vista botánico y naturalista por su rica y diversa fauna y flora; sin embargo, desde el punto de vista geológico sólo la isla Gran Roque ha revestido interés científico, ya que es el único lugar donde afloran rocas cristalinas, por lo que la mayor parte de las investigaciones publicadas se han enfocado en la descripción, análisis y datación de las rocas ígneo-metamórficas que afloran en los tres cerros ubicados al norte del Gran Roque (Rost, 1938; Aguerrevere y López, 1938; Rutten, 1940; McConnell, 1941; Espinal, 1964; Schubert y Moticska, 1973). 19

A. Ughi et al.

Figura 1 Plano cartográfico del conjunto de islas que constituyen el archipiélago de Los Roques. Se muestra la batimetría y la morfología superficial donde los arrecifes de coral se ilustran en color verde y las islas y atolones se ilustran en color amarillo.

Roque, a partir del cual postula un modelo de evolución de las terrazas carbonáticas basado en los trabajos de Méndez (1985b, c) y en los nuevos datos que él recopiló. En la investigación que aquí se publica se hará una revisión del modelo propuesto por Padilla (2003), con el apoyo de nuevos datos geológicos y sísmicos que fueron adquiridos durante una campaña de campo realizada en el año 2014. Los datos sísmicos, nunca antes adquiridos sobre el Gran Roque, permiten complementar los modelos propuestos por Padilla (2003) y Méndez (1985b), agregando una pieza más al conocimiento que se ha comenzado a estructurar sobre la estratigrafía y sedimentología cuaternaria de esta isla.

Figura 2 Foto del cerro Occidental del Gran Roque tomada desde el cerro Central. Obsérvese la topografía escarpada y los acantilados casi verticales que descienden directamente al mar y que caracterizan la morfología la parte norte de la isla.

El estudio estratigráfico y sedimentológico cuaternario del archipiélago ha sido mucho más limitado y está resumido en los trabajos publicados por Bowen (1964) y Méndez (1985a, b, c). Más recientemente, Padilla (2003) realizó un estudio de los ambientes sedimentarios carbonáticos cuaternarios en Gran

GEOMORFOLOGÍA Y GEOLOGÍA DE LA ISLA GRAN ROQUE La isla Gran Roque está situada en el extremo nororiental del archipiélago homónimo. Tiene una longitud de 3 km y una anchura máxima de 1 km, con una superficie de 1,7 km2 (Vila, 1967), lo que le confiere una geometría alargada en dirección aproximada este-oeste. En su extremo noroccidental la isla se hace más estrecha y la topografía más escarpada, de hecho casi todo el borde norte de la isla consiste en acantilados (Fig. 2). A lo largo de toda la sección norte se desarrolla una cordillera donde afloran rocas ígneas y metamórficas que constituyen el

Estudio de la morfología de los depósitos carbonáticos

Figura 3 Imagen satelital de la isla Gran Roque donde se ilustran los principales elementos morfológicos y geológicos. Sobre el cerro Occidental se representó en amarillo la Meta-spessartita, en color verde claro la Pegmatita y en color verde oscuro la Diorita. En los cerros Central y Oriental se ilustra en color marrón claro el área ocupada por la Meta-diabasa. La información geológica fue tomada de Schubert y Moticska (1973).

basamento cristalino de la isla, denominado como Complejo Ígneo de Gran Roque por Schubert y Moticska (1973) y constituido por meta-diabasas, gabros hornabléndicos, peridotitas cuarcíferas, diques y vetas de aplita, pegmatitas y meta-lavas (Schubert y Moticska, 1973; Bellizzia, 1985). La cordillera puede ser subdivida en tres macizos principales, cuyas alturas oscilan entre 110 y 120 m, denominados por simplicidad como cerros Occidental, Central y Oriental, los cuales terminan abruptamente en el mar a través de escarpados desfiladeros y están separados entre ellos por ensenadas (Fig. 3). En contraste, los extremos sur y suroriental de la isla presentan una topografía plana y amplia constituida por salinas, llanuras arenosas, playas extendidas y cuatro lagunas rodeadas de manglares y bancos de arena, denominadas de este a oeste laguna Norte, laguna de Los Troncos, laguna Sur y laguna Occidental (Fig. 4). Esta morfología claramente diferenciada entre el norte y sur de la isla indica que la sección norte está más expuesta a las corrientes oceánicas y, en consecuencia, se encuentra en estado de erosión; mientras que la sección sur, por estar más protegida del efecto de las corrientes, se encuentra en estado de deposición, lo que permite el desarrollo de planicies de coral y la sedimentación de material clástico sobre éstas. Adicionalmente, las rocas de los macizos forman un sistema de diaclasas que constituye una red de drenaje irregular por donde escurren las aguas de origen meteórico. Las llanuras de marea presentes en la planicie costera funcionan como pequeñas cuencas receptoras de las aguas que corren por las laderas de los cerros Central y Oriental (Padilla, 2003).

EVOLUCIÓN CUATERNARIA DE LA ISLA GRAN ROQUE La evolución cuaternaria de la isla Gran Roque está controlada por una tectónica subsidente según lo apuntado por Méndez (1985b). Según este autor, los niveles máximos del mar alcanzados durante el interglaciar Sangamon se situaron a 6 m aproximadamente por encima del nivel actual, formando un conjunto de terrazas características constituidas por calizas (denominado

Figura 4 Foto tomada desde el cerro Oriental con vista al sur donde se observan las lagunas del sureste de la isla Gran Roque. En primer plano las lagunas Occidental y Los Troncos y al fondo la laguna Sur. Se evidencia claramente el cambio de topografía y de ambiente sedimentario con respecto a la sección norte de la isla.

A. Ughi et al.

Figura 5 Composición de imágenes que ilustran los diferentes estadios de transgresión y regresión ocurridos en el Gran Roque desde el Pleistoceno Tardío según el modelo propuesto por Padilla (2003). (A) Transgresión del Sangamon (128 ka). (B) y (C) Ciclos interestadiales durante la glaciación Wisconsin para 105 ka, 84 ka, 60 ka y 40 ka.; fase erosiva y formación de depresiones tipo “Dolinas”. (D), (E) y (F) Transgresión holocena y sedimentación en la sección suroriental de la isla, relleno de las depresiones erosivas y formación y estabilización de las lagunas y manglares (tomado y modificado de Padilla, 2003).

Formación Los Roques por Méndez, 1985b) que representan antiguas rocas de playa, terrazas de tormenta litificadas y calcarenitas, sedimentos provenientes de ambientes que representaban la zona de fluctuación de las mareas, ambientes de aguas muy someras en playas parcialmente protegidas y zonas de llanuras, las cuales eran parcialmente inundadas durante épocas de tormentas. Dado que estas terrazas se encuentran actualmente entre 1 y 3 m sobre el nivel del mar y que la máxima transgresión del Sangamon alcanzó 6 m sobre el nivel actual, Méndez (1985b) utiliza este hecho como evidencia inequívoca del proceso de tectónica subsidente que afecta a Los Roques. Adicionalmente, argumenta que la formación de arrecifes de barrera que bordean los perímetros de los complejos arrecifales, detrás de los cuales se encuentran amplias zonas de lagunas configurando una característica general de semi-atolones, también es evidencia de subsidencia. En base a esta información, Padilla (2003) realiza una detallada investigación utilizando datos provenientes de muestras de superficie, calicatas geológicas, muestras de laguna y rocas de playa, lo que le permite plantear que el Gran Roque ha sufrido varios episodios de transgresiones y regresiones de la línea de costa concordantes con los ciclos eustáticos cuaternarios y el modelo planteado por Méndez (1985b) (Fig. 5). Su modelo de evolución cuaternaria lo inicia en el Pleistoceno Tardío (128.000 años), durante la transgresión Sangamon. Durante ese período el nivel del mar debió estar a 6 m por encima del nivel actual, lo que permitió el desarrollo de arrecifes franjeantes muy cerca de los cerros expuestos del Gran Roque,

particularmente al NE y al S. La zona norte, que se encuentra expuesta a las corrientes oceánicas, no poseía las condiciones necesarias para la formación de arrecifes (Fig. 5a). Con el paulatino descenso global de las temperaturas, el nivel del mar inicia su retroceso interrumpido por varias transgresiones menores que se conocen como estados interestadiales, los cuales dieron como resultado el crecimiento de terrazas carbonáticas situadas a profundidades de 12 a 14 m (105 ka), 22 a 24 m (84 ka), 40 m (60 ka) y 55 m (40 ka) (Fig. 5b y 5c). Durante el máximo estado de la glaciación Wisconsin (18 a 15 ka), el nivel del mar retrocedió entre 100 y 120 m por debajo del nivel actual, lo que dejó expuesto el relieve formado durante el Sangamon y las sucesivas transgresiones menores, permitiendo el desarrollo de procesos erosivos. Según Padilla (2003), al sur y este del Gran Roque se encuentran evidencias de estos procesos erosivos, como por ejemplo, la laguna Sur, la cual posee una geometría cuasi circular en el fondo y una mayor profundidad que sus vecinas, lo que él atribuye a la formación de una antigua depresión erosiva o “Dolina” posteriormente rodeada por crecimiento coralino (Fig. 5b y 5c). Posteriormente a la glaciación Wisconsin se inicia la transgresión del Holoceno, que permitió el rápido ascenso del nivel del mar hasta llegar a 10 m por debajo del nivel actual (Méndez, 1985b). Sobre el antiguo paleo-relieve formado durante la glaciación Wisconsin se desarrollaron nuevos depósitos carbonáticos, los cuales, al llegar a las profundidades someras para ese momento (entre 8000 y 7000 años), formaron ambientes simila-

Estudio de la morfología de los depósitos carbonáticos

res a los actuales, iniciándose el crecimiento del arrecife franjeante moderno alrededor del Gran Roque (Fig. 5d). El arrecife nororiental pudo servir de base para el establecimiento de una terraza de tormenta, a modo de rompeolas natural, que disminuyera la energía del oleaje, permitiendo la deposición de sedimentos más finos hacia sotavento y generando las condiciones ideales para el establecimiento de ambientes más tranquilos, como las lagunas internas (Padilla, 2003). El segundo evento transgresivo prosigue a un ritmo más lento, alcanzando el nivel actual hace 4000 a 2000 años (Méndez, 1985b). Durante esta etapa los arrecifes continuaron su crecimiento influenciados por la disminución de la tasa de ascenso del nivel del mar, por lo que Padilla (2003) especula que los corales trataron de competir creciendo no sólo verticalmente, sino también horizontalmente. De este modo, las plataformas arrecifales se ensancharon logrando su máxima expresión al sureste del Gran Roque, mientras que los arrecifes de barlovento mantuvieron un crecimiento más modesto en dirección norte (Fig. 5e). El desarrollo de los planos arrecifales trajo consigo la posibilidad de expansión de la línea de playa hacia el Suroeste debido a la mayor acumulación de sedimentos bioclásticos sobre los ambientes generados durante la transgresión del Holoceno. Al ensancharse la zona costera, pudo incrementarse el área detrás de la playa permitiendo la formación de llanuras de mareas (Padilla, 2003). Por su parte, el área encerrada por la terraza de tormenta nororiental fue progresivamente rellenada por sedimentos arenosos, estabilizada por el crecimiento de manglares y encerrada por ambientes playeros situados al este del Gran Roque, lo que restringió la circulación y el intercambio de agua de mar en las lagunas (Fig. 5e). Durante la etapa final (2000 año al presente), el crecimiento de los arrecifes franjeantes tiende a hacerse de manera lateral, continuando con el ensanchamiento del plano arrecifal. La pro-

ducción de sedimentos bioclásticos continúa rellenando los ambientes más antiguos, modificando la batimetría pre-existente y desarrollando grandes bancos de sedimentos someros, en muchos casos estabilizados por manglares (Fig. 5f). DATOS SÍSMICOS Y GEOLÓGICOS ADQUIRIDOS EN EL GRAN ROQUE Adquisición de datos Durante el año 2014, en un esfuerzo combinado entre los laboratorios de Tectónica y Geodinámica y Geofísica Aplicada del Departamento de Geofísica UCV y empresas privadas, se realizó una campaña de adquisición de datos sísmicos y dos campañas de adquisición de datos geológicos y perforaciones en el Gran Roque, específicamente en el entorno del pueblo y de las lagunas Occidental y Sur. En total, se realizaron siete sondeos sísmicos y veinte perforaciones geotécnicas (Fig. 6). En la exploración sísmica se utilizó el método de refracción de doble disparo colocando la fuente sísmica en ambos extremos de cada sondeo. Adicionalmente, para la distribución de los sondeos sobre el terreno se utilizó el método de muestreo tratando de abarcar la mayor superficie posible. Se utilizó como mecanismo de generación de ondas sísmicas el impacto mecánico de mandarria (12 kg) sobre la placa metálica con sistema repetitivo hasta lograr el adecuado apilamiento de la señal. La adquisición se realizó con un sismógrafo digital y 24 geófonos con ganancias variables desde 60 db hasta 90 db. Los registros se imprimieron con longitudes de grabación de 1,024 s, con un muestreo de la información analógica realizado cada 0,250 ms. La geometría utilizada durante la adquisición sísmica fue diseñada de forma que garantizara tres premisas fundamentales: primero, que se pudieran determinar con precisión las velocida-

Figura 6 Plano de ubicación de los sondeos sísmicos y las perforaciones realizados en el Gran Roque. La línea azul representa la sección geológica correlacionada que se ilustra en la Figura 7.

A. Ughi et al.

Figura 7 Sección geológica correlacionada a partir de las perforaciones donde se evidencia la profundización del estrato carbonático hacia el este en dirección a la laguna Sur. La ubicación de la sección geológica puede observarse en la Figura 6 (línea azul). Los insertos corresponden a las muestras extraídas de las perforaciones. A: arena limosa con grava en la perforación PG-04; B: arena de gran fino de la perforación PG-06 y C: arena limosa con grava de la perforación PG-06.

des y espesores de por lo menos los dos estratos sísmicos más superficiales; segundo, que se pudieran identificar las variaciones laterales de velocidad de onda y tercero, que se pudiera profundizar lo más posible dentro del subsuelo. En consecuencia, se buscó que cada sondeo tuviera una amplia distancia fuente-receptor y la mayor longitud posible (en función del espacio disponible en superficie). Todos estos objetivos se alcanzaron con una distancia fuente-receptor de 8 m y distancia entre geófonos de 5 m para que la longitud total de los sondeos alcanzara 131 m. Para el procesamiento de los datos sísmicos se utilizaron aplicaciones comerciales que permiten extraer la información sísmica registrada en el sismógrafo y convertirla a un formato digital que se pueda leer en el computador, y luego se seleccionan las primeras llegadas o quiebres indicativos de la refracción de la onda sísmica, información con la que se pueden construir los modelos del subsuelo. A su vez, se calcularon para cada punto de disparo en cada sondeo los espesores y profundidades de cada estrato estrato individual utilizando el método intercepto.. Dado que cada punto de disparo dispone de coordenadas geográficas tomadas con GPS, se pudo construir una tabla de espesores y profundidades en puntos específicos coordenados, lo que se puede correlacionar con los datos de perforaciones y usar ambos tipos de datos para construir una base de información combinada. Las perforaciones se realizaron utilizando el procedimiento de lavado y percusión con muestreo y prueba normal de penetración (SPT) a cada metro de profundidad. El ensayo consiste en

hincar un muestreador de tipo cuchara partida de 2” de diámetro exterior con un martillo de 63,5 kg (140 lb) de peso y 76 cm (30”) de caída libre, determinando el número de golpes necesario para alcanzar una penetración de 30 cm. La perforación se realiza hasta alcanzar el primer estrato resistente a la penetración, es decir, que requiera un número igual a 80 golpes. Esta información se incorpora a la obtenida por los sondeos sísmicos y es factible entonces construir un mapa de la topografía de los estratos o interfaces del subsuelo. Descripción geológica del subsuelo a partir de las perforaciones El análisis litológico obtenido de las perforaciones permite clasificar el subsuelo en tres estratos principales: superficialmente se localizó un relleno antrópico, seguido por depósitos sedimentarios recientes y restos de la Formación Los Roques. El relleno antrópico se localizó principalmente en la zona donde se encuentran las perforaciones PG-07 y PG-13 hasta una profundidad de un 1 m. Se compone de arena de grano fino a medio con limo y presencia de fragmentos de escombros de hasta 2 cm de diámetro, encontrándose esporádicamente bloques de basalto de hasta 1 m de diámetro a menos de 1 m de profundidad. Los depósitos sedimentarios recientes o aluvión se observaron en todas las perforaciones desde la superficie hasta diferentes profundidades, a excepción de las perforaciones PG-07 y PG-13, en las cuales se encuentran por debajo del material de relleno antrópico. Los depósitos recientes están constituidos por tres

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materiales distintos que en este trabajo se identifican como: arena de grano fino, arena limosa con grava y arena gravosa con limo. El primer tipo de material está constituido por una arena de grano fino a medio, bien escogida, calcárea, con granos angulosos y restos de conchas, encontrándose fragmentos de coral hacia la base del estrato. Se localizó en todas las perforaciones menos en la PG-10 y PG-11. En las perforaciones PG-07 y PG-13 se localiza debajo del relleno antrópico, mientras que en las demás se encuentra desde la superficie hasta profundidades que oscilan entre 2 m y 14 m. La arena limosa con grava es una arena de grano fino con presencia de limo y fragmentos de conchas y coral tamaño grava, con diámetros menores a 8 mm, de color blanco, medianamente a bien escogida, con compacidad media. Se localiza por debajo de la arena de grano fino en las perforaciones PG-04 (entre 2 y 3 m de profundidad), PG-06 (entre los 3 y 10 m de profundidad) y en la PG-12 a los 14 m (Fig. 7). La arena gravosa con limo se localizó únicamente en las perforaciones PG-10 y PG-11, generada como consecuencia de la deposición de un pequeño abanico aluvial proveniente del Cerro Oriental de la isla, y se compone de una arena de grano fino con fragmentos duros de corales y basalto de hasta 1 cm de diámetro, con forma sub-angular a sub-redondeada, de color marrón oscuro a marrón medio (Fig. 7). Alrededor de la isla se encuentran en pleno crecimiento abundantes colonias de corales, los cuales, al morir, forman una capa de material calcáreo compuesto por los exoesqueletos de esos organismos. Este material, a pesar de tener su origen en la deposición de los ambientes sedimentarios recientes, se describe de manera separada por ser el material objeto de investigación en este trabajo. El coral se observó en todas las perforaciones a excepción de la PG-12 y PG-13, lográndose localizar el tope del estrato desde

de una profundidad de 2,10 m en la perforación PG-15 hacia el oeste del área de estudio, hasta los 11 m en la perforación PG-06, evidenciando así que este estrato profundiza hacia el este de la isla (Fig. 7). El estrato coralino se presenta bastante fracturado en el tope y con abundante porosidad típica de este tipo litológico; sin embargo, a medida que se profundiza se incrementa la compacidad. Descripción geofísica del subsuelo a partir de la sísmica A efectos de este análisis se ha subdividido el estudio en los tres sitios donde se realizaron los sondeos sísmicos, a saber: (1) el flanco occidental de la laguna Sur donde se realizaron los sondeos SS-01, SS-02 y SS-03; (2) la llanura arenosa entre las lagunas Occidental y Sur donde se ejecutó el sondeo SS-04 y (3) la salina donde se realizaron los sondeos SS-05, SS-06 y SS-07 (Fig. 6). Para los sondeos realizados entorno a la laguna Sur, se identificaron tres estratos con velocidades de onda P bastante distintivas: en el tope de la sismo-secuencia se identificó un estrato de baja Vp con un rango entre 694 m/s y 980 m/s, el segundo sismo-estrato tiene un rango de Vp entre 1929 m/s y 2503 m/s y el tercer sismo-estrato abarca un rango de Vp entre 3021 m/s y 3166 m/s. El primer estrato es bastante horizontal, pero el segundo estrato presenta una inclinación hacia el norte, donde profundiza más. En el sondeo realizado en la llanura arenosa entre las lagunas Occidental y Sur la Vp del primer sismo-estrato es de 1815 m/s, el segundo sismo-estrato tiene una Vp de 2432 m/s y el tercero tiene una Vp de 3202 m/s. En este sitio los dos estratos superiores de la sismo-secuencia son aproximadamente paralelos. La salina exhibe una configuración de los estratos en el subsuelo completamente diferente a los dos sitios anteriormente descritos. En el sondeo SS-05, por ejemplo, se registraron las velocidades de onda P más altas para todo el estudio: 1643 m/s Figura 8 Sección sísmica construida sobre la línea de la sección geológica de la Figura 7 en donde se ilustran las variaciones laterales y verticales de la velocidad de onda compresiva y de los espesores de los sismo-estratos.

A. Ughi et al.

Figura 9 Mapa topográfico-batimétrico de la sección sur del Gran Roque donde se ha sobrepuesto la representación de la geometría del tope del coral generada con los resultados combinados de la sísmica de refracción y las perforaciones geotécnicas. Se utilizó el método de interpolación por mínima curvatura para generar las curvas de nivel del mapa. Los puntos negros representan la ubicación de los extremos de los sondeos sísmicos y la posición de las perforaciones.

para el primer estrato, 5289 m/s para el segundo y 10267 m/s para el tercero. Este resultado no es de extrañar, dado que el sondeo se realizó muy cerca del cambio de pendiente entre la zona plana de la salina y la falda del cerro Oriental constituido por rocas ígneo-metamórficas, cuyas velocidades sísmicas son característicamente altas. Los sondeos SS-06 y SS-07, ubicados más al sur dentro de la salina, muestran menores valores de velocidades de onda compresiva, mas sin embargo, aún altas comparadas con los dos sitios anteriores. Los rangos de estos valores son: 1623 m/s a 1685 m/s para el primer estrato; 2600 a 4160 m/s para el segundo y 5749 a 7950 m/s para el tercero (Fig. 8). DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES La base del primer estrato, definido a partir de la interpretación conjunta de las perforaciones geotécnicas y los sondeos sísmicos, representa el tope de la deposición carbonática del Sangamon, es decir, la superficie o interface entre el primer estrato constituido por sedimentos y el segundo estrato formado por el coral (Fig. 9). Se observa como en la sección occidental de la isla, cerca del muelle de servicio, se localizan los menores espesores del primer estrato (0,3 a 4 m); esto representa, en consecuencia, una zona de geometría elevada para el coral. Hacia la zona sur del cerro Central, se localiza una profunda depresión (de aproximadamente 14 m) en el tope del coral con una forma alargada en dirección norte-sur. Más hacia el este nuevamente se observa un alto (de tan solo 2 m de profundidad) en el tope del coral con una dirección preferencial N30E; a partir de esta elevación, la profundidad de esta estructura aumenta sistemáticamente hacia el este, hasta

llegar al máximo valor de 18 m aproximadamente debajo de la zona de servicio del aeropuerto (Fig. 8 y 9). Resulta interesante destacar que entre la elevación y la depresión ubicadas en la zona central se localiza una pequeña depresión de 7 a 8 m de profundidad que coincide en superficie con la zona de la salina oriental. Por otra parte, más al sureste de la elevación central, se localiza la posición en donde actualmente está la laguna Sur y donde Padilla (2003) sugiere la existencia de una depresión erosiva (Fig. 9). A partir de estos resultados se evidencia que el tope de la estructura carbonática sufrió un importante proceso erosivo durante la fase final del Holoceno que le confirió una geometría irregular constituida por crestas y depresiones que están controlando la ubicación de las lagunas y salinas que se observan actualmente en la zona suroriental del Gran Roque. Por una parte, este resultado sostiene la hipótesis de la depresión erosiva planteada por Padilla (2003) que fue luego rellenada durante el último ciclo transgresivo. Sin embargo, también demuestra que el proceso erosivo sufrido por los depósitos carbonáticos durante la glaciación Wisconsin fue más extenso a lo previamente sugerido por Padilla (2003), lo que permitió la formación de un paleo-relieve mucho más complejo en donde la diferencia de cotas entre las crestas y los valles alcanza en algunos lugares hasta 17 m. Sin lugar a dudas, las depresiones del paleo-relieve carbonático generaron las condiciones ideales para la formación de lagunas y su posterior estabilización con sedimentación clástica proveniente de la erosión de los cerros Central y Oriental. A su vez, el paleo-relieve seguramente también contribuyó a canalizar la dirección de las escorrentías superficiales y, por lo tanto, el proceso de erosión-deposición sobre las

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terrazas carbonáticas emergidas, mientras que las corrientes marinas debieron controlar el proceso de deposición en la plataforma circundante al Gran Roque y permitieron la aparición de llanuras arenosas que luego fueron estabilizadas por la vegetación tipo manglar que se observa en la actualidad. REFERENCIAS Aguerrevere, P. y López, M. [1938] The geology of the island Gran Roque (Federal Dependencies, Venezuela) and its phosphate deposits. Boletín de Geología y Minería, Caracas, 2(2-3-4), 155-181. Bellizzia, A. [1985] Sistema montañoso del Caribe: Una cordillera alóctona en la parte norte de América del Sur. Memorias del VI Congreso Geológico Venezolano, Caracas, Venezuela. Bowen, J. [1964] Marine erosional features on Gran Roque. Boletín Informativo de la Asociación Venezolana de Geología, Minería y Petróleo, 7, 243-252. Espinal, H. [1964] Algo más sobre la isla de Gran Roque: su recursos y posibilidades. Boletín Informativo de la Asociación Venezolana de Geología, Minería y Petróleo, 7, 235-241. McConnell, D. [1941] Barrandita, mineral constitutivo de los depósitos de fosfatos de la isla de Gran Roque, D. F., Venezuela. Revista del Colegio de Ingenieros de Venezuela, 140. Méndez, J. [1985a] Terrazas submarinas del frente arrecifal en el archipiélago de Los Roques, Aves de Barlovento, Aves de Sotavento y La Blanquilla. Memorias del VI Congreso Geológico Venezolano, Caracas, 5549-5569.

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