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B O L E T Í N D E L A A S O C I A C I Ó N M E X I C A N A D E G E Ó L O G O S P E T R O L E R O S V o l . X X V I , Nos . 1 0 - 1 2 , p p . 3 3 7 - 3 5 9 , O c t u b r e - D i c i e m b r e de 1 9 7 4

ESTUDIO SEDIMENTARIO DEL CRETACICO MEDIO EN EL AREA MARGEN ORIENTAL DE LA PLATAFORMA DE VALLES-SAN LUIS POTOSÍ*

Fernando Moya Cuevas**

O r i g i n a l r e c i b i d o en ab r i l d e 1 9 7 4 . G e ó l o g o d e Pe t ró leos M e x i c a n o s . Z o n a N o r t e .

I N T R O D U C C I Ó N

La Formación Tamabra que bordea el arrecife cretácico El Abra denominado Faja de Oro, ha sido considerada en la historia petrolífera de la Zona Norte como una de las formaciones altamente productoras de hidrocarburos.

Condiciones similares de depósito se encuentran en la margen oriental de la Plataforma de Valles—San Luis Potosí, en donde se observan afloramientos arrecifales del Cretácico Medio en la Sierra del Abra.

Estos arrecifes aportaron gran cantidad de material clástico biògeno, que se depositó por acarreo del talud arrecifal hacia la cuenca; encontrándose actualmente sepultados por sedimentos del Cretácico Superior y Terciario.

Mediante el estudio detallado de las muestras obtenidas de las perforaciones verificadas en el área, se ha podido establecer el conocimiento estratigráfico, sedimentológico y diagenètico de una franja de sedimentos clásticos arrecifales que bordea el margen oriental de la Plataforma de Valles—San Luis Potosí, a la que se denomina Formación Tamabra.

La formación se considera como roca almacenadora de hidrocarburos, por tener buena porosidad y permeabilidad por dolomit ización, aunque se ha encontrado invadida de agua dulce en las cercanías de los afloramientos arrecifales, y en otras partes la porosidad sellada por aceite residual sin presentar permeabilidad, pero con posibilidad de

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A S O C I A C I Ó N M E X I C A N A DE G E Ó L O G O S P E T R O L E R O S

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A N T E C E D E N T E S EXPLORATORIOS

Desde 1958, Petróleos Mexicanos ha explorado el área de estudio, mediante perforaciones de pozos localizados en estructuras detectadas por sismología y geología superficial.

Estos pozos se estudian con detalle en el presente informe.

Desafortunadamente no se ha obtenido producción comercial de hidrocarburos dentro del área, aunque sí existen evidencias de que hubo acumulaciones de los mismos.

En 1996, el Ing. José Carrillo Bravo, presenta su trabajo "La Plataforma de Valles—San Luis Potosí", en la que analiza la potencialidad petrolera de la misma, describiendo la Formación El Abra, y denominando al depósito de clásticos arrecifales como facies prearreci-fal de la citada formación.

En 1972, L.V. Illing, describe los núcleos 1, 2 y 3 del pozo Huitzalté No. 1 anotando: "Del estudio del pozo Huitzalté es claro que atravesó algunos cientos de metros de la facie Tamabra. Los núcleos 1 y 2 indican que la mayoría de los sedimentos consisten en una mezcla típica, mal clasificada de rudistas y otros detritos esqueletales. Como es natural las capas exteriores de los fragmentos de rudistas han sido fuertemente recristal izadas, creando trazas de porosidad y permeabilidad alrededor de ellos. La yuxtaposición de esos fragmentos recristaliza-dos imparte una fina permeabilidad a la matriz de la roca, si no es suficiente para producir una roca almacenadora por sí misma, puede constituir un reservorio potencial por fracturamiento.

Hay alguna evidencia que este Tamabra se acumuló como turbidita o depósito por deslizamiento alrededor de la Isla El Abra.

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constituir una roca almacenadora por fracturamiento.

El área de estudio se extiende desde Gómez Farias, Tamps,, al norte hasta Palmira, al sur, abarcando el área Guayajox—Cuatro Sitios.

A S O C I A C I Ó N M E X I C A N A D E G E Ó L O G O S P E T R O L E R O S

Los estudios del Dr. F. Bonet (1952, 1956), son los pilares de los trabajos posteriores verificados sobre la Formación El Abra.

En 1972, el Ing. Ado l fo Hinojosa, efectuó levantamientos de secciones estratigráficas de los afloramientos de la Formación El Abra, que se encuentran en la margen oriental de la Plataforma de Valles—San Luis Potosí. El objetivo de ese trabajo fue el conocimiento detallado de la formación, sus facies y su interés petrolero. De este modo describe los ambientes lagunar, y arrecifal de la Formación El Abra, pero sin incluir los depósitos de talud arrecifal. Los ambientes estudiados son similares a los encontrados en el Ato lón de la Faja de Oro.

El Dr. E. Aguayo (1973), para su Tesis Doctoral , estudió los afloramientos de la Formación El Abra en la sierra del mismo nombre, siendo su investigación la más reciente y detallada que se ha efectuado sobre dicha formación. Identifica cuatro ambientes de depósito;

1).— Frente arrecifal, constituido principalmente por Capríni-dos, y como accesorios Stromatoporideos y Solonepora-ceas. Composición muy uniforme.

2).— Zona protegida, que la forman micritas con Monopleuri-dos, Toucasia, Gasterópodos, corales y bancos dispersos de Caprínidos.

3).— Zona de canal de mares y porción posterior del arrecife. Constituido por calcarenitas, que contienen Hidro-zoarios (Parkeria).

4 ) . — Zona Lagunal (de Albufera*) , que son micritas con

* Laguna l = A l b u f e r a , N. de l E.

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Así el núcleo No. 3 del pozo Huitzalté contiene fragmentos de El Abra (con miliólidos y rudistas), así como fragmentos de Tamaulipas oscura, laminada (con calciphaeras). Aunque aún ia sección más porosa en este pozo carece de apreciable permeabilidad, y no tiene aceite, se sugiere que el área debe estudiarse cuidadosamente".


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E S T R A T I G R A F Í A

A . - ESTRATIGRAFÍA DEL CRETÁCICO MEDIO

Para poder definir de una manera precisa las relaciones estratigráficas de las Formaciones Tamabra y Tamaulipas Superior, que representan los sedimentos del Cretácico Medio, se fijaron las líneas de tiempo Albiano—Cenomaniano y Aptiano.

La interpretación se hizo entre la línea de tiempo que representa la cima del Cenomaniano y la línea de tiempo que representa la cima del Aptiano.

Las edades Albiano—Cenomaniano no pudieron separarse, por lo que se hizo una interpretación conjunta para las dos edades.

La Formación Tamaulipas Superior se describe en la parte que corresponde a Albiano—Cenomaniano.

Está representada en el pozo Cuatro Sitios No. 1, y partiendo de este lugar hacia el oeste se interdigita con la Formación Tamabra. (Fig. No. 3).

Si las interdigitaciones son de escaso espesor, y predomina la litología que caracteriza a la formación, se le continuó llamando Formación Tamaulipas Superior. (Pozo Guayajox No. 1).

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abundantes miliólidos (Numolocuiina heimi Bonet), algunas toucacias, algas, estructuras stromatactis, ojos de pájaro e incluye gilsonita y dolomita. Esta zona está complementada por los datos aportados con la perforación de los pozos Agua Nueva No. 1 y Guaxcamá No. 1, situados hacia la porción central de la Plataforma de Valles—San Luis Potosí y en donde se encontraron facies de anhidritas con Glomospira— Hiperammina y Ophtálmidos, constituyendo así el patrón sedimentario tipo para la Formación El Abra.


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Pero al continuar hacia el oeste del área, predominan los clásticos arrecifales, y la continuidad litológica característica, sólo se observa en la base del Albiano, se le denomina Tamabra, como sucede en el pozo Huitzalté No. 1. (Fig. No. 4).

En el pozo Abra No. 1, se encontraron sedimentos característicos de la Formación El Abra, en sus facies lagunar (de albufera) y arrecifal.

En el pozo Triángulo No. 1, la Formación Tamabra está representada por packestones y brecha de moluscos. La parte inferior de la formación está dolomitizada. Esa dolomit ización continúa, di f icul tando el contacto Albiano—Aptiano, que se marcó tentativamente. (Fig. No. 5).

En el pozo Tamu ín No. 101, la Formación Tamaulipas Superior está representada en su totalidad, y subyace a un lente de calcarenitas de poco espesor del Cretácico Superior. (Fig. No. 2).

En el pozo Morenas No. 1, sólo se indenti f icó una lengüeta de Tamabra, de 45 m. de espesor, dentro de la Formación Tamaulipas Superior. Esta formación está representada en el pozo Guayalejo No. 1, en donde alcanza su mayor espesor, y subyace a un lente de calcarenitas del Cretácico Superior. (Fig. No. 1).

Este mismo lente se idei^tificó en el pozo Saucillo No. 101. (Fig. No. 2).

El mejor desarrollo de Tamabra, se encontró en el po5o Huitzalté No. 101, en donde se notó una fuerte dolomit ización hacia la base de la formación, pero no alteró los sedimentos del Alb iano Inferior, por lo que pudo marcarse la línea de tiempo Albiano—Aptiano. (Figs. Nos. 3 y 4).

En el pozo Guayajox No. 1, sólo aparece una lengüeta de 5 m. de grainstones dentro de la Formación Tamaulipas Superior, que se encuentra completa en el pozo Cuatro Sitios No. 1, como ya se anotó anteriormente. (Fig. No. 3).


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1.— Formación TEmaulipas Superior (Albiano—Cenomaniano)

a)'.— Definición

La parte de la Formación Tamaulipas Superior, tiene una edad Albiano—Cenomaniano. Como ya se anotó su localidad tipo se encuentra en la Sierra de Tamaulipas.

b).— Litología

La parte de la Formación Tamaulipas Superior que corresponde al Cretácico Medio, está constituida por micritas fósil íferas gris oscuro y escasa bentonita verde olivo.

Se observan esporádicas capas de lutitas gris oscuro, que se incrementan hacia la parte norte del área.

La formación se encuentra dolomitizada presentando un aspecto bandeado por alternancia de dolomía y micrita, sobre todo en la parte inferior del Albiano.

c).— Distribución

Se encuentra entoda el área estudiada, completa hacia el oeste e interdigitándose hacia el este con la Formación Tamabra.

d).— Espesor

Su espesor es mayor en la parte norte del área, adelgazándose hacia la parte sur, o sea 160 m. al sur y 360 m. en el norte.

e).— Paleontología

No se logró ^separar las edades Albiano y Cenomaniano. La microfauna anotada se encuentra distribuida dentro de los sedimentos, notándose solamente en el Albiano, la presencia muy abundante de una forma esférica que se denominó Forma II . Esta forma ha sido clasificada también como Radiolarios calcificados. Sin embargo, será objeto de un estudio más detallado para lograr conocer su alcance estratigráfico.

La microfauna la constituyen:


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Calciesphaerula ínnominata (Bonet)

Stomosphaera sphaerica (Kauffmann)

Stomosphaerasimilis (Bonet)

Pithonella Trejoi (Bonet)

Rotalípora sp.

Pithonella ovaiis (Kauffmann)

Nrnnoconus truít t i (Bronniman)

Forma II

f).— Relaciones estratigráficas

La formación subyace concordantemente a los depósitos del Cretácico Superior de la Formación Agua Nueva, y lateralmente cambia de facies a la Formación Tamabra. En parte se encuentra bajo lentes de calcarenitas del Cretácico Superior.

g).— Estructuras sedimentarias primarias

Se observó estratificación y bandeamiento de los sedimentos.

h).— Características geoeléctricas

En general presenta las mismas características geoeléctricas que la parte inferior de la formación con variaciones, debido a su arcillosi-dad sobre todo en los registros de los pozos localizados en la parte norte del área.

i).— Consideraciones económicas

Igualmente que la parte inferior de la formación, puede ser roca almacenadora por fracturamiento.

A S O C I A C I Ó N M E X I C A N A DE G E O L O G O S P E T R O L E R O S

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2.— Formación Tsmabra

a).— Definición

Heinn (1940), describió la Formación El Abra, de los afloramientos de la sierra del mismo nombre, denominando El Abra a la caliza constituida por Rudistas y facies Taninul a la caliza que contenía abundantes miliólidos. Flores Revueltas (1955), describe la Formación Tamabra en Poza Rica, Ver., como constituida por calizas El Abra, hacia su cima y por Tamaulipas hacia su base, de ahí la denominación de la formación. Divide a la Formación Tamabra en dos miembros, el superior constituido por calizas café claro a crema, criptocristalina, y el Inferior por dolom ías cristalinas de color gris y azul.

Este tipo de rocas, a excepción de las arrecifales constituidas por Rudistas enteros, se encontraron en los pozos estudiados de la margen oriental de la Plataforma de Valles—San Luis Potosí.

La ausencia de esa facies de Rudistas enteros, es lo que constituye la diferencia entre los depósitos.

b).— Litologia

La formación está constituida por:

I ntramicritas (calcarenitas biógenas). (Packestones y Grainstones).

Brechas de fragmentos biógenos

Micrita fósilífera (Wackestones)

Dolomía microcristalina

1.— Intramicrita (Calcarenita) biògena. (Packestones y Grainstones).

La constituyen fragmentos de moluscos, restos de Rudistas, granos de micritas subangular, escasos foramim'feros, en una matriz de micrita fina. Esta matriz se encuentra a veces recristalizada a calcita neomórfica. Incluye también fragmentos de roca constituidos por


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clásticos biógenos finos cementados de calcita espática, (grainstones).

2.— Brechas de fragmentos biógenos

Subangular hasta de 10 cm. constituidos principalmente por fragmentos de Rudistas, Radiol ítidos y Caprínidos en matriz de micrita fina.

3.— Micrita fósil ífera

Con foraminíferos planctónicos, en pequeños horizontes de poco espesor, semejante a la descrita en la Formación Tamaulipas Superior.

4,— Dolomía microcristalina

En la que es posible observar "fantasmas" de granos de origen biógeno.

La dolomitización es más efectiva hacia la base de la formación.

Se ilustra detalladamente a continuación con el estudio de los núcleos del pozo Huitzalté No. 101.

c).— Distribución

En una franja de aproximadamente 6 km. de ancho paralela al borde oriental de la Plataforma de Valles—San Luis Potosí.

d).— Espesor

Su espesor varía desde 300 m. en la parte vecina de la Sierra del Abra, acuñándose hacia el oriente, casi abruptamente en dirección de la cuenca.

e).— Paleontología

La formación transgrede líneas de t iempo del Cretácico Medio y Superior. La edad del depósito de clásticos debe ser más joven que el arrecife del cual provienen.


Se observaron al microscopio los fragmentos de Caprínidos y Radiolítidos. Se ilustran con microfotograf ías los fósiles encontrados dentro de la formación.

B . - SEDIMENTOLOGIA DEL CRETACICO MEDIO

La concurrencia de sedimentos en el área margen oriental de la Plataforma de Valles—San Luis Potosí, tuvo lugar en una pendiente o talud arrecifal y en la cuenca.

El borde de la plataforma cretácica lo constituye los afloramientos arrecifales de la Formación El Abra, formado de Rudistas de edad Albiano—Cenomaniano en un ambiente batimétrico nerítico.

Sobre el talud se depositaron clásticos arrecifales que constituyen la formación Tamabra, con interdigitaciones de sedimentos micríti-cos finos.

Y los depósitos de cuenca (mares abiertos), están representados

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La fauna encontrada representa ambientes de plataforma y de cuenca y en la parte que corresponde a Albiano—Cenomaniano, la constituyen :

Caprínidos (fragmentos)

Radiolítidos (varias especies) (fragmentos)

Algas

Corales

Csiciesphaeruia innominata (Bonet)

Pithonella ovalis (Kauffmann)

Rotalipora sp.

Dictyoconus sp.


C - ANÁLIS IS DEL A M B I E N T E DE DEPOSITO DE LAS FACIES S E D I M E N T A R I A S DEL CRETACICO M E D I O

Para interpretar los ambientes de depósito de las facies sedimentarias carbonatadas del Cretácico Medio, se estudiaron su contenido microfaunístico, t ipo de granos y estructuras sedimentarias, relacionándolas con modelos de sedimentación reciente.

Esto sirvió para la construcción del patrón sedimentario que rige el área de estudio.

1 .— Ambiente de depósito de las facies sedimentarias dé la Formación Tamaulipas Superior.

Como ya se explicó anteriormente, la Formación Tamaulipas Superior en la edad Albiano—Cenomaniano, presenta un cambio de facies lateral que se manifiesta en el contenido de arcilla y aumento de espesores, en dirección sur—norte del área de estudio.

La facies de lodos calcáreos está constituida por wackestones y mudstones fósili'feros gris obscuro, con intercalaciones de bentonita verde olivo y esporádicos horizontes arcillosos.

El contenido orgánico representado por foramim'feros planctónicos, asi' como la anterior descripción litológica supone un ambiente de depósito en mares abiertos, de aguas tranquilas en una cuenca.

Otro cambio de facies de la Formación Tamaulipas Superior, es en dirección este—oeste del área de estudio y constituye la Formación Tamabra que a continuación se describe:

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por la Formación Tamaulipas Superior.

Esto se efectúa durante una fase transgresiva marina, que se identifica en el Cretácico Inferior y que continúa durante el Cretácico Superior.


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2 . - Ambiente de depósito de las facies sedimentarias de la Formación Tamabra

Se identificaron cuatro facies diferentes dentro de la Formación Tamabra; las dos primeras situadas a niveles indistintos dentro de la formación y las dos últimas predominando hacia la base de la misma.

a).— Facies de bioclastos (calcarenitas biógenas)

Son packestones y grainstones constituidos por fragmentos biógenos, restos de Rudistas, granos micríticos subangulares y escasos foramin íferos en una matriz fina, que a veces se encuentran recristal izados. Incluye también clásticos biógenos cementados por calcita espática, los grainstones (probables bloques acarreados).

Nos indica un trabajo destructivo de corrientes y oleaje sobre un frente arrecifal y acarreo y depósito de sedimentos en un talud en dirección a la cuenca.

b).— Facies de bioclastos (calcirrudistas biógenas)

Representadas por brechas constituidas por fragmentos subangulares de Rudistas (Radiolítidos y Caprínidos), hasta de 10 cms., y fragmentos de grainstones aglutinados en matriz fina. Este depósito se verificó por colapsamiento y acarreo de material durante las tormentas marinas, con acarreo y rellenamiento de depresiones.

c).— Facies de lodos calcáreos

Formada por wackestones y mudstones fosilíferos con foraminí-feros planctónicos, similares a los descritos para la Formación Tamaulipas Superior. Se encuentran interestratificados en horizontes de pequeño espesor, en la parte superior de la formación y predominan en continuidad litológica hacia la base de la misma. Representan depósitos de mares abiertos, pelágicos (cuenca).

d).— Facies de dolomía

Dolomía microcristalina de origen epigenético, o sea formado sobre el sedimento ya constituido, predominan hacia la parte inferior de la formación.


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e).— Hipótesis sobre el origen de la fornnación

Las tres diferentes hipótesis establecidas para el origen de la Formación Tamabra, fueron analizadas poi P. Enos (1970). Estas hipótesis son: la de Bebout, Coogan y Maggio (1963), que la consideran de aguas someras y el escarpe se debe a fallamiento (estructural); la de Illing y Barnetche (1956), que supone fluctuaciones del nivel de agua, transgresiones y regresiones (alternancias de formación de depósitos de plataforma y cuencas y escarpe construccional) y por ú l t imo la de Grimsdale (1953), que establece:

Es un depósito de clásticos arrecifales acarreados a una zona de mayor profundidad en dirección al mar abierto, depositados a profundi-dades batiales.

Las brechas pudieron ser colapsadas y acarreadas durante las tormentas, rellenando depresiones (Enos 1970). Es esta hipótesis con la que coincidimos.

Este t ipo de depósito se encuentra no solamente en dirección de la cuenca, sino que existen calcarenitas finas depositadas en condiciones lagunares (de albutera), en la parte anterior del arrecife, aunque su extensión es restringida.

Inclusive dentro del arrecife mismo existen calcarenitas que marcan etapas finales de desarrollo en el crecimiento del arrecife de Rudistas. (Hinojosa 1973).

Pero la diferencia con los depósitos hacia la cuenca es la matriz fina de micrita, que existe entre los granos biógenos y que contiene foramim'feros planctónicos fundamentalmente.

f).— Geometría de la Formación Tamabra

En el plano de isopacas anexo, podemos observar que la Formación Tamabra es un depósito cont inuo de clásticos arrecifales, restringido a una franja que sigue una dirección paralela al borde oriental de la Plataforma de Valles—San Luis Potosí. (Fig. No. 6).

Su espesor es mayor en las cercanías del arrecife (representado por la Formación El Abra), del orden de 300 m. y se acuña abrupta-


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mente hacia la cuenca, formando turbiditas representadas por delgadas intercalaciones de material clástico fino.

Las interdigitaciones de la formación hacia la cuenca se hacen cada vez más delgadas y desaparecen dentro de los límites marcados de la franja. (Fig. No. 6).

Las interdigitaciones son con la Formación Tamaulipas Superior y representan mayor dispersión de los clásticos hacia la cuenca, debido probablemente a corrientes marinas. (Turbiditas).

Hacia la parte superior, se incrementan los horizontes de Tamaulipas Superior. Esto significa omisión en el depósito de clásticos, que se efectuó de manera esporádica, debido a la discontinuidad de las corrientes marinas.

Hacia la parte norte del área de estudio, el depósito de clásticos continuó durante el Turoniano Inferior y hubo depósitos esporádicos durante el Senoniano (pozo Morenas No. 1).

g ) . - Modelo sedimentológico

El patrón sedimentario esquematiza el origen de la Formación Tamabra.

El origen son clásticos arrecifales que provienen de un complejo de Rudistas depositados en la parte del talud arrecifal.

El patrón sedimentario es semejante al presentado, por Paul Enos, (Abril de 1970), considerando la hipótesis sobre el origen de la formación ideada por Grimsdale (1953).

La diferencia básica es en la consideración de la edad de la Formación Tamabra, mientras que en Poza Rica. Enos no reporta depósitos de Tamabra más jóvenes que Albiano—Cenomaniano; en la Plataforma Valles—San Luis Potosí, hay depósitos no continuos de Tamabra, durante el Turoniano y aún el Senoniano, pero constituyen el mayor desarrollo de la formación durante el Albiano Medio—Cenomaniano.


Esto indica que debe hacerse una discriminación cuidadosa de las facies que constituyen el complejo arrecifal. F. Bonet, llama facies Taninul al arrecife incluyendo los clásticos biógenos que marcan etapas del desarrollo arrecifal.

A. Hinojosa (1973), llama Abra a la porción lagunar (de albufera), del arrecife e incluye los restos biógenos depositados en la antigua laguna (albufera) arrecifal. Emplea también el término facies Herraduras para los depósitos clásticos biógenos de talud arrecifal que no incluyen sedimentos de cuenca.

Como experiencia del autor, la observación de los núcleos de los pozos perforados en la Faja de Oro Marina, corresponden todos a la Formación El Abra de ambiente lagunar (de albufera) (facies de micrita con Nunnmoloculina heimmi y ostrácodos). Su porosidad está relacionada con la discordancia superior existente entre la Formación El Abra y sedimentos terciarios, debido al afloramiento de los sedimentos lagunares ya consolidados y circulación de aguas meteóricas en ellos.

Es probable que las apreciaciones de Coogan de considerar el arrecife desplazado hacia la cuenca sea posible. Pero si adoptáramos una nomenclatura definida, nos acercará más a resolver ese problema estructural, es decir, los clásticos biógenos depositados en la porción lagunar (de la albufera), en el arrecife mismo y en la cuenca pueden ser discriminados con el estudio detallado de las muestras. La nomenclatura debe describir su posición dentro del complejo arrecifal, para evitar confusiones.

D . - PROPIEDADES PETROFISICAS Y ETAPAS D I A G E N E T I C A S DE LA FORMACIÓN T A M A B R A

Los sedimentos de la Formación Tamabra constituyen una inversión textural, es decir, son clásticos con rasgos diagenéticos de

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Otro patrón sedimentario recientemente presentado (A.H. Coogan, D.G. Bebout y Carlos Maggio, (1972)), incluye dentro del Tamabra no solamente los clásticos arrecifales, sino también el arrecife mismo.


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plataforma depositados en un ambiente de cuenca, (diferente al original en el cual se formaron).

Esto dificulta el estudio diagenètico, ya que existe una mezcla de rasgos que enmascara su interpretación.

Los rasgos observados comprenden:

Cementación temprana, recristalización, lixiviación de granos, micritización, silicificación, cementación tardía y dolomitización.

1.- Cementación temprana

Es la primera capa de cemento que se forma alrededor de los granos, producto de la circulación de aguas cargadas de carbonato de calcio que circulan a través de los granos depositados.

De acuerdo con la morfología de los cristales de calcita que se forman, éstos pueden ser, elongados, poliédricos, fibrosos y en agujas.

En los granos se observan películas de calcita fibrosa, producidas en un ambiente marino, como se ilustra en las fotografías. Se observan también cristales poliédricos de calcita que tienden a formarse en las cavidades interparticulares.

Esos espacios entre los granos comúnmente se encuentran rellenos de micrita, pero en la brecha es posible observar fragmentos de rocas, cuyos constituyentes son granos biógenos cementados con calcita masiva en bloques y alrededor de los granos se observa una película de calcita fibrosa. Las partículas constituidas por micritas permanecen inalteradas y los bordes micríticos de algunas partículas no están alteradas.

Los fragmentos de roca están unidos a su vez por micrita fina que contiene foramim'feros planctónicos.

Esto mismo sucede con los restos biógenos. En las cavidades de los caprínidos pueden observarse estructuras geopetales y sin embargo, los fragmentos están dentro de una matriz de micrita. Esto nos indica la inversión textural de los elementos formados en aguas someras y depositados por acarreo en aguas profundas, tranquilas.


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2.— Recristalización

Es una serie de procesos que se observa como un cambio morfológico y de tamaño de los cristales de calcita que constituyen la roca.

La recristalización es más susceptible de llevarse a cabo primordialmente en los granos biógenos y en las conchas de Rudistas que se observaron como formadas por calcita en bloques, gruesa, cristalina.

En estos casos se observa recristalización de la matriz o el cementante que aglutina los granos. En estos casos se observan sólo las líneas o siluetas de los granos originales.

A veces los cristales de la matriz alcanzan el tamaño de microes-patita, pero son menores que los cristales que forman las conchas o granos biógenos, recristalizados en tamaño de pseudoespato. La recristalización es coalesiva, es decir, los cristales crecen a expensas de sus vecinos progresivamente. Otras veces es dif íci l decidir si el cementante (espatita) ha sido también afectado por la recristalización.

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En el primer caso sí se puede suponer que la roca estuvo constituida por matriz de micrita y granos biógenos, pero en el segundo caso se pierde casi toda la relación, ya que sólo se observan las siluetas de los granos y no se puede decidir si el aglutinante fue cemento o matriz.

Si la recristalización llega a tamaños de pseudoespato, es posible que se forme porosidad intercristalina, aunque es di f íc i l comprobarlo aún con la observación microscópica de las muestras, pero crea trazas de porosidad y permeabilidad alrededor de las conchas.

Esta recristalización no parece observar un patrón def inido y se observa a todos los niveles estratigráficos dentro de la formación.

3.— Lixiviación de granos

La lixiviación de granos está ligada a la dolomit ización de la Formación Tamabra. Los granos biógenos se pierden como producto de una fuerte dolomitización causando porosidad de cavidades.

Otro t ipo de disolución producida por la expulsión de fluidos al compactarse la roca, forma las líneas estilolíticas y las vetillas diagenéti-


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cas son nnuy frecuentes dentro de la formación, presentándose, tanto paralelas, como verticales a los planos de estratificación. Comúnmente se observa un residuo bituminoso dentro de las líneas estilol íticas.

Las vetillas diagenéticas se observan como líneas recristal izadas de microespatita o pseudoespato, sin que se note desplazamiento al cruzar los granos que constituyen la roca.

Esto las diferencia de una fractura o junta rellena de calcita que generalmente tiene mayor espesor.

4.— Micritización

Es un fenómeno que se observa en los bordes inferiores de los granos recristalizados; se forma una delgada película de micrita.

También puede observarse micrita en la periferia de los fregmen-tos biógenos causados probablemente por algas que envuelven los restos y que forman una capa.

5.— Silicificación

La silicificación selectiva de fósiles es en particular muy obvia en la pendiente inferior del talud arrecifal. (Larsen 1967). -

La silicificación es un proceso de reemplazamiento y afecta I restos biógenos (Caprínidos), como se observa en las fotografías c núcleo No. 3, del pozo Huitzalté No. 101.

Por analogía con el trabajo de Larsen, es que podemos infe que la silicificación de los sedimentos de la Formación Tamabra, tu lugar en una cuenca y afectó los restos biógenos que provenían ( arrecife.

Estos restos se depositaron en la parte más profunda del tal arrecifal, donde las soluciones silíceas de alto P.H. reemplazaron I carbonatos que las constituían.

6.— Cementación tardía

Se aplica a la calcita que rellena a las fracturas y cavidades, la calcita gruesa en forma de drusa, y destaca fácilmente en la observación


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de láminas delgadas del material estudiado.

7.— Dolomitización

Chilingar (1958), dice que el estudio diagenètico de los procesos dolomíticos abarca la consideración de cambios de porosidad. El reemplazamiento de calcita por dolomía, produce una contracción (incremento de la porosidad), de un 12°/o a un IS^ /o .

Los procesos se han dividido en dolomit ización temprana y dolomitización tardía llamada también epigenética.

Este tipo de procesos se puede identificar en los pozos Abra No. 1 y Triángulo No. 1.

Las micritas de cuenca, de la Formación Tamaulipas Superior, se encuentran dolomitizadas presentando un aspecto bandeado.

Las bandas como ya se explicó, consisten en alternancias de dolomía y micrita de colores claro y oscuro. Esto se debe a que las soluciones cargadas con magnesio, reemplazan la calcita en contacto a los planos de estratificación, dándole ese aspecto bandeado. Este proceso es epigenético.

En la Formación Tamabra pueden notarse grados de dolomit ización, desde cristales rómbicos diseminados, hasta una dolomit ización epigenética total con cavidades de disolución, como se observa en los núcleos 3 y 4 del pozo Abra No. 1.

La dolomía es cavernosa, y los granos biógenos también están dolomitizados, notándose solamente como "fantasmas".

Este t ipo de dolomía constituye una magnífica roca almacenadora de hidrocarburos.

Desafortunadamente la cercanía de los afloramientos de la Formación El Abra, hizo que estos intervalos se encuentren invadidos de agua dulce.

El proceso de dolomit ización debe ser, tanto temprano como epigenético. Dolomitización temprana porque no afectó las cavidades


9.— Porosidad

Se hizo la clasificación de la porosidad (Choquette y Pray) observándose los siguientes tipos:

Microporos intercristalinos, agrandados por disolución y sellados por asfalto.

Porosidad en cavidades rellenas por sedimentación interna, y con bordes de material bituminoso.

Porosidad en cavidades reducidas por cementación y taponadas

357

producidas por granos biógenos lixiviados o por la contracción producida por el reennplazanriiento con cemento de calcita.

La dolomitización epigenética pudo producirse también por los numerosos manantiales de aguas termales que brotan de las cercanías de la Sierra El Abra.

Los cristales de dolomita son más grandes y están mejor formados, debiendo producir porosidad intercristalina.

El crecimiento de los cristales parece estar condicionado al origen de los sedimentos. Si es fino, los sedimentos originales son micritas de cuenca y si los cristales de dolomita son gruesos, el sedimento original proviene de la plataforma. Sin embargo, ésto debe probarse.

La importancia principal de este tipo de dolomía radica en la magnífica porosidad que presenta y los grandes espesores de sedimentos afectados.

La dolomitización es mayor (en volumen), en las cercanías del arrecife, disminuyendo en dirección a la cuenca.

8 . - Sobrecrecimiento sintaxial

Se observaron calciesphaerulas en sobrecrecimiento sintaxial. Los fósiles presentan crecimiento de cristales en continuidad óptica.

A S O C I A C I 9 N M E X I C A N A D E G E O L O G O S P E T R O L E R O S

1.— La Formación Tamabra es un depósito de clásticos arrecifales, formado por acarreo y deslizamiento del material arrecifal a una zona de mayor profundidad en dirección al mar abierto.

2.— • Las características sedimentológicas de la Formación Tamabra son semejantes, en el atolón de la Faja de Oro y en el borde oriental de la Plataforma de Valles—San Luis Potosí'.

3.— La porosidad de la Formación Tamabra se incrementa con la dolomitización y recristalización de la misma. Su espesor es mayor en dirección a los afloramientos arrecifales de la Formación El Abra y se adelgaza abruptamente hacia el oeste.

4 . — Pudo delimitarse una franja paralela al borde oriental de la Plataforma de Valles—San Luis Potosí, con dirección aproximada norte—sur, que representa el área de depósito de la Formación Tamabra.

5.— La formación se encuentra invadida de agua dulce en las perforaciones efectuadas en las cercanías de los afloramientos arrecifales El Abra, por infi l tración de la misma, moviéndose pendiente abajo, y desplazando los fluidos originales contenidos. Es por esto que existen más prpbalidades de encontrar hidrocarburos en la parte sur del área dle estudio, donde no hay afloramientos.

358

con asfalto.

Microporos en canales, con material bi tuminoso.

Mesoporos en canales, reducido por cemento espático.

Porosidad en microfracturas con material bi tuminoso.

Porosidad en cavernas у cavidades producidas por dolomitización, macroporos agrandados por solución t ipo cavidades.

I V

C O N C L U S I O N E S


B I B L I O G R A F Í A

BATHURST R.G.C. "Carbonate Sediments and their Diagenesis". Elsevier Publishing Co. (1971).

BONET F. "La Facies Urgoniana del Cretácico Medio de la Reglón de Tampico". Asoc. Mexicana Geolog. Pet. Vol. V., 4 páginas, 153-162, (1952). "Zonificación Microfaunística de las Calizas Cretácicas del Este de México". (1956).

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CARRILLO JOSÉ "La Plataforma de Valles-San Luis Potosí". Asoc. Мех. Geol. Pet. Vol. XXI I I Nos. 1-6 Enero-Junio, (1971).

CHOQUETTE and PRAY, L.C. "Geologic Nomenclature and Classification of Porosity in Sedimentary Carbonates".

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ENOS PAUL "The Tamabra Facies of the Poza Rica Trend". Shell Development Co. (1970).

LARSEN G. and CHILINGAR G. "Diagenesis in Sediments". Elsevier Publishing Co. (1967). Informes inéditos de la Superintendencia General de Exploración, Z.N. Petróleos Mexicanos.

359

6. - Es el aspecto estructural un innportante factor que merece una cuidadosa consideración, ya que su combinación con los aspectos estratigráficos y sedimentológicos de la formación, es lo que constituye el atractivo del área de estudio.

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