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REPUBLICA BOLIVARIANA DE VENEZUELA UNIVERSIDAD DEL ZULIA
FACULTAD DE INGENIERÍA DIVISIÓN DE POSTGRADO
PROGRAMA DE POSTGRADO EN GEOLOGÍA PETROLERA
MODELO ESTRATIGRÁFICO CON FINES DE EXPLORACIÓN DE GA METANO A CARBONES EN EL SECTOR SUR-OESTE DE LA MINA
PASO DIABLO, CUENCA GUASARE, ESTADO ZULIA
Trabajo de Grado presentado ante la Ilustre Universidad del Zulia
para optar al Grado Académico de
MAGÍSTER SCIENTIARUM EN GEOLOGÍA PETROLERA
Autor: Geól. Tatiana Milena Juliao Lemus Tutor: Dr. Marcos Escobar Navarro
Maracaibo, junio de 2010
Juliao Lemus, Tatiana Milena. Modelo Estratigráfico con fines de exploración de gas metano a carbones en el sector sur-oeste de la mina Paso Diablo, Cuenca Guasare, Estado Zulia. (2010). Trabajo de Grado. Universidad del Zulia, Facultad de Ingeniería. División de Postgrado. Maracaibo, Venezuela. 119 p. Tutor: Doctor Marcos Escobar Navarro.
RESUMEN Se seleccionó un área de 126 Hectáreas ubicada al sur oeste de la mina Paso Diablo con el objetivo de realizar un estudio geoquímico de prospección de gas metano y otros hidrocarburos en esta sección de la Cuenca Guasare, específicamente en el manto MOE de la Formación Marcelina, debido a que este por sus características de espesor y profundidad, posee las mejores condiciones para almacenamiento de gas metano en su estructura microporosa. Por lo anterior, se realizó un modelo geológico del manto en mención, utilizando el software Surpac-Minex, en el cual se calculó un área superficial de 2.812.448,51m2 y un volumen de 18.774.389,34 m3. Teniendo en cuenta las características químicas obtenidas de los análisis próximos, se calculó por medio de la fórmula de Kim (1979) para el manto MOE, una capacidad de almacenamiento de gas 92 PCN/Ton (pies cúbicos por toneladas) que justamente corresponde a la máxima capacidad de retención de un carbón de este tipo según la gráfica de Hunt (1979). Asimismo, se obtuvo por medio de la fórmula de de Mavor y Nelson (1997), un potencial de gas de 2.932.096.654 PCN, en el área de estudio. Los análisis próximos, la pirólisis Rock-Eval, petrografía orgánica y las palinofaces permitieron definir el manto MOE como un carbón bituminoso alto en volátiles, de muy buena calidad (Kerógeno tipo II para pirólisis y tipo III/II para análisis visual del Kerógeno), excelente contenido orgánico, bajo contenido de azufre y materia mineral, asimismo, con muy buenas características para generar hidrocarburos líquidos, condensados y gas metano. La temperatura máxima de pirólisis y la reflectancia media de la vitrinita indican una madurez térmica media, lo que podría justificar el bitumen generado, observado en el pico S1 de la pirólisis, el índice de bitumen y los macerales exsudatinita, resinita y secretinita observados en la petrografía orgánica. Palabras Clave: Formación Marcelina, modelo geológico, capacidad de retención de gas, análisis próximos, pirólisis Rock-Eval, Petrografía Orgánica, Palinofacies. E-mail: [email protected]
Juliao Lemus, Tatiana Milena. Stratigraphic Model for the purpose of prospecting of Coalbed Methane in the South-West of the Paso Diablo Mine, Guasare Basin, Zulia State. (2010). Trabajo de Grado para Optar al Grado Académico de Magíster Scientiarum en Geología Petrolera. Universidad del Zulia, Facultad de Ingeniería. División de Postgrado. Maracaibo, Venezuela. 119 p. Tutor: Doctor Marcos Escobar Navarro.
ABSTRACT
An area of 126 hectares located south west of Paso Diablo mine was selected in order to conduct a geochemical study of methane gas exploration and other hydrocarbons in this section of Guasare Basin, specifically in the mantle MOE of Marcelina Formation, because this by virtue of their thickness and depth, has the best conditions to storage methane gas in its microporous structure. Therefore, a geological model of the mantle mentioned above was calculated, by using the Surpac-Minex software, in which a surface area of 2,812,448.51 m2 and a volume of 18,774,389.34 m3 were calculated. A gas storage capacity PCN 92 / Ton (cubic feet per ton) was calculated using Kim’s formula (1979) for the mantle MOE. It precisely corresponds to the maximum retention capacity of a coal like this according to the graph of Hunt (1979). In this calculation, the chemical characteristics obtained from proximate analysis were taken into account. Likewise, a potential gas PCN 2932096654 in the study area was also obtained through Mavor and Nelson’s formula (1997). Proximate analysis, Rock-Eval pyrolysis, organic petrography and palinofaces helped define the mantle MOE as a high volatile bituminous coal, high quality (type II kerogen for pyrolysis and type III / II kerogen for visual analysis) excellent organic content, low sulfur and also mineral matter, with very good features to generate liquid hydrocarbons, condensated ones and methane gas. The maximum temperature of pyrolysis and vitrinite reflectance indicate average mean thermal maturity, which could justify the bitumen generated, observed in the S1 peak of pyrolysis, the rate of bitumen and exsudatinite, resinite and secretinite macerals observed in organic petrography. Keywords: Marcelina Formation, geological model, gas-holding capacity, proximate analysis, Rock-Eval pyrolysis, organic petrography, Palynofacies.
DEDICATORIA
A nuestro Padre Celestial por su infinito amor y misericordia
A nuestro Señor Jesucristo por ser la luz en mi camino
A mi madre Lina por impulsarme con su enorme Fe
A mi abuela Edith y mis hermanos Eric, Nelson, Lorena y Vanessa por su apoyo
emocional
A mis principales motivadores, Andrés David y Martín José
A todos aquellos que día a día se levantan con el firme propósito de alcanzar sus
sueños… y a mi tío Juan Raúl para que nunca deje de soñar.
AGRADECIMIENTOS
Expreso mis más sinceros agradecimientos a mi tutor Marcos Escobar por sus
sabios consejos, amistad y valiosa colaboración durante mis estudios de maestría y el
desarrollo de la tesis. Asimismo, al profesor Giuseppe Malandrino y demás profesores
del postgrado en Geología Petrolera de la Universidad del Zulia; agradezco de manera
muy especial, a la señora Arelis López por su calidad humana e importante apoyo en
las diferentes etapas de mis estudios.
Gracias al ingeniero José Antonio Paredes, Superintendente de Geología de la
Mina Paso Diablo, por facilitarme la información necesaria para la realización de esta
tesis. A los ingenieros Luis Ochoa y Edgardo Romero por su amistad y colaboración
durante las visitas a la mina.
Gracias a la doctora Astrid Blandón y al ingeniero Oscar Jaramillo por compartir
sus conocimientos sobre petrografía orgánica y palinofacies. Al geólogo Vladimir Blanco
por su apoyo en la realización de los análisis de COT-LECO y Pirólisis Rock-Eval.
Gracias al Instituto Zuliano de Investigaciones Tecnológicas INZIT por abrirme
sus puertas y darme la oportunidad de pertenecer a esa gran familia.
A la gente bella y colaboradora de Venezuela, especialmente a mi gran amiga y
hermana, Deyanira Henríquez, por compartir conmigo los momentos más
trascendentales de mi vida en Maracaibo.
TABLA DE CONTENIDO
Página
RESUMEN…………………………………………............................................ 3
ABSTRACT……………………………………………………………………….. 4
DEDICATORIA…………………………………………………………………… 5
AGRADECIMIENTOS…………………………………….................................. 6
TABLA DE CONTENIDO…………………………………................................. 7
LISTA DE FIGURAS…………………………………………………………….. 9
LISTA DE TABLAS……………………………………………………………… 12
INTRODUCCIÓN…………………………………………………………………. 13 CAPÍTULO
I MARCO GEOLÓGICO REGIONAL…………………………….. 16 1.1. Estratigrafía………………………………………….. 17 1.1.1. Formación Perijá…………………………... 17 1.1.2. Grupo Río Cachirí…………………………. 18 1.1.3. Formación Caño Indio…………………….. 19 1.1.4. Formación Río Palmar…………………….. 19 1.1.5. Formación Palmarito………………………. 20 1.1.6. Rocas Volcánicas del Totumo…………….. 20 1.1.7. Grupo La Gé…………………………………. 21 1.1.8. Formación Río Negro………………………. 23 1.1.9. Grupo Cogollo………………………………. 24 1.1.10. Formación La Luna………………………… 24 1.1.11. Formación Colón…………………………… 25 1.1.12. Formación Guasare………………………… 26 1.1.13. Formación Marcelina………………………. 27 1.1.14. Formación Misoa…………………………… 28 1.1.15. Formación La Sierra……………………….. 29 1.1.16. Grupo El Fausto……………………………. 29 1.1.17. Formación Los Ranchos…………………... 29 1.1.18. Formación La Villa…………………………. 30 1.2. Evolución Tectónica y Geología Estructural 32 1.2.1. Estructura del Subsuelo……………….. 34 1.3. Evolución Geológica…………………………………. 36 1.3.1. Permo-Triásico………………………………. 36 1.3.2. Jurásico………………………………………. 36 1.3.3. Cretácico Temprano………………………… 37 1.3.4. Cretácico Tardío – Paleoceno Temprano… 41
1.3.5. Paleoceno Medio – Eoceno Medio………… 43 1.3.6. Eoceno Tardío – Mioceno Temprano……... 45 1.3.7. Mioceno Medio – Pleistoceno……………... 46
II GENERACIÓN DE METANO EN MANTOS DE CARBÓN 51 2.1. Rango o Grado de Madurez Térmica………………. 51 2.2. Tipo de Carbón (Composición Maceral)…………… 54 2.3. Contenido de Materia Mineral………………………. 55 2.4. Historia de Enterramiento…………………………… 55 2.5. Factores Geológicos que Afectan la Ocurrencia de Gas…………………………………………………. 56 2.6. Características de los Gases Asociados a Carbón 56 2.6.1. Composición Química del GAC 57
III PARÁMETROS GEOQUÍMICOS UTILIZADOS 59 3.1. Materiales y Métodos………………………………….. 61 3.1.1. Preparación de Secciones Pulidas para Análisis Petrográficos………………………… 62 3.1.2. Preparación de Secciones Delgadas para Análisis de Palinofacies..…………………… .. 64 3.1.3. Pirólisis Rock-Eval y COT……………………. 67
IV MODELO GEOLÓGICO 72 4.1. Selección del Área de Estudio..…………………….. 72 4.2. Selección del Área del Área de Estudio…………… 72 4.3. Modelo Geológico…………………………………….. 73 4.3.1. Estructuras…………………………………… 84 4.3.2. Análisis Próximos………………………… 85
V RESULTADOS 90 5.1. Potencial Generación de Hidrocarburos….……….. 90 5.2. Petrografía Orgánica…………………….…………… 93 5.3. Palinofacies…….…………………………………….. 102
VI DISCUSIÓN 107
CONCLUSIONES…………………………………………………………………. 112
RECOMENDACIONES…………………………………………………………… 114
BIBLIOGRAFÍA……………………………………………………………………... 115
LISTA DE FIGURAS
Página
Figura
1 Localización de la Cuenca de Maracaibo y La Cuenca Carbonífera del Guasare.………………………………………………. 15
2 Geología y principales estructuras asociadas a la Sierra de Perijá y cuenca del Guasare.………………………………………. 16
3 Terrenos Paleozoicos en Venezuela…………………………………… 17
4 Distribución de rocas jurásicas en Venezuela………........................... 22
5 Correlación estratigráfica de rocas del Cretácico Temprano en el occidente y centro de Venezuela……………………………………. 24
6 Correlación estratigráfica de rocas del Cretácico Tardío en el occidente, centro y Sur de Venezuela………………………………. 25
7 Correlación estratigráfica de rocas del Terciario (Paleógeno) en el occidente, centro y sur de Venezuela……………………………. 27
8 Columna estratigráfica generalizada de la Cuenca Guasare………… 30
9 Mapa geológico de superficie de la Sierra de Perijá…………………… 32
10 Sección Oeste – Este del subsuelo de la Cuenca de Maracaibo……. 33
11 Interpretación una línea sísmica al SE de la Sierra de Perijá…………. 34
12 Interpretación una línea sísmica al NE de la Sierra de Perijá…………. 34
13 Evolución geotectónica de Venezuela en el Jurásico-Paleoceno…… 36
14 Evolución geotectónica de Venezuela en el Paleoceno tardío – Pleistoceno……………………………………………. 37
15 Distribución de facies sedimentarias durante el Neocomiense – Albiense…………………………………………………… 38
16 Paleogeografía del Aptiense……………………………………………….. 38
17 Paleogeografía del Aptiense – Cenomaniense Temprano…………….. 39
18 Paleogeografía del Cenomaniense Tardío – Campaniense Temprano…………………………………………………… 39
19 Reconstrucción tectónica del basamento y mapa paleogeográfico del N de SA, hace aprox. 88 Ma. (Coniaciano)……… 40
20 Paleogeografía del Campaniense Tardío – Maastrichtiense………….. 41
21 Distribución de facies sedimentarias durante el Maastrichtiense… ….. 41
22 Paleogeografía del Maastrichtiense Tardío – Paleoceno Inferior…….. 42
23 Paleogeografía del Paleoceno Tardío – Eoceno Temprano……….. 44
24 Reconstrucción tectónica del basamento y mapa paleogeográfico del N de SA, durante el Paleoceno Medio………………………………. 45
25 Reconstrucción tectónica del basamento y mapa paleogeográfico del N de SA, durante el Eoceno Medio…………………………………… 45
26 Paleogeografía del Eoceno Tardío – Oligoceno…………………………. 47
27 Reconstrucción tectónica del basamento y mapa paleogeográfico del N de SA, durante el Oligoceno…………………… 47
28 Reconstrucción tectónica del basamento y mapa paleogeográfico del N de SA, durante el Mioceno Medio…………………………………. 48
29 Reconstrucción tectónica del basamento y mapa paleogeográfico del N de SA, durante el Plioceno Temprano……………………………. 48
30 Paleogeografía del Mioceno Medio – Pleistoceno……………………… 49
31 Sedimentación regional de Venezuela en el Mioceno - Plioceno……. 49
32 Generación de Gas en el Carbón…………………………………………. 51
33 Relación del volumen de gas metano generado y almacenado por gramo según el incremento del rango……………………………….. 51
34 Cantidades de gas generado durante la carbonificación………………. 52
35 Diagrama de Van Krevelen que ilustra la posición de los diferentes macerales del carbón en el diagrama H/C vs O/C………. 54
36 Curvas de generación de gases respecto a la temperatura ……………. 57
37 (izq.) Corte de 1cm de un tubo (der.) Se quita la rebaba………………. 61
38 Rebanada de tubo sellado con cinta de enmascarar………………..…… 61
39 Preparación de la muestra. Mezcla de 5 gr. de carbón pasante malla 20 con resina epóxica y acelerante………………………. 62
40 (izq.) Se pule la muestra con una lija 1500. (der.) Se pule la muestra con una pulidora de carbones………………………. 62
41 Microscopio Laborlux 11 Pol -Leitz equipado con fuentes de luz blanca y luz UV……………………………………………………….. 63
42 Se observan las soluciones de ácido nítrico, pirofosfato de sodio y amoniaco……………………………………………. 64
43 (Izq.) Malla de 10 micras. (Der.) Proceso de separación y lavado del carbón…………………………………………………………… 64
44 (Izq.) Centrifugación de la muestra. (Der.) Separación manual del agua - sedimento para su extracción…………………………. 65
45 (Izq.) Separación del sedimento. (Der.) Conservación de la muestra en xileno……………………………………………………… 65
46 Secciones preparadas de palinofacies……………………………………. 66
47 Rock-Eval VI – Turbo Vinci Tecnologies………………………………….. 67
48 Esquema que muestra los resultados analíticos de la pirólisis………….. 67
49 Relación del pico S2 con la Tmáx durante la pirólisis…………………….. 68
50 Diagrama tipo Van Krevelen que muestra el tipo de Kerógeno……. ……. 69
51 Determinador de Carbono LECO C-230……………………………………. 70
52 Localización del área de estudio…………………………………………….. 72
53 Modelo en planta del manto MOE…………………………………………… 79
54 Modelo geológico en vista de perfil del manto MOE……………………… 81
55 Vista 3D de derecha a izquierda del manto MOE…………………………. 82
56 Vista 3D desde otra perspectiva del manto MOE………………………….. 82
57 Mapa de variación de espesores del manto MOE…………………………. 83
58 Diagrama de generación y retención de metano con la temperatura y el rango del carbón…………………………………… 88
59 Diagrama de Van Krevelen modificado……………………………………. 90
60 Relación del tipo de Kerógeno con la madurez de la roca………………. 91
61 Potencial de generación de Hidrocarburos……………………………….. 92
62 Diagrama Ternario del análisis visual del Kerógeno……………….……. 94
63 Microfotografía de semifusinita con exsudados en los microporos……. 95
64 Microfotografía de vitrinitas con cutinitas, colodetrinitas, Esporinitas, liptodetrinitas e inertodetrinitas……………………………….. 95
65 Microfotografía de vitrinitas con cutinitas, colodetrinitas, esporinitas y liptodetrinitas…………………………………. 96
66 Microfotografía de vitrinitas con funginitas, colodetrinitas, esporinitas y liptodetrinitas…………………………………. 96
67 Microfotografía de semifusinita con exsudatinita…………………………. 96
68 Microfotografía de vitrinitas con inertodetrinitas, liptodetrinitas y megaspora…………………………………………………… 97
69 Microfotografía de vitrinitas con inertodetrinitas, liptodetrinitas, esporinitas, cutinitas y resinitas…………………………….. 97
70 Diagrama de Mukhopadhyay………………………………………………… 99
71 Parámetros de Madurez……………………………………………………… 100
72 Palonofacies de maderos, material degradado y polen…..……………… 102
73 Palonofacies de maderos y granos de polen……………………………… 102
74 Palinofacies de maderos, cutículas y esporas……………………………. 102
75 Palinofacies de maderos, cutículas y polen……………………………… 102
76 Palinofacies de Materia orgánica amorfa, polen y algas…………........... 102
LISTA DE TABLAS
Página
Tabla
1 Tabla de eventos Tectonoestratigráficos en la Cuenca Guasare……… 50
2 Coordenadas de los vértices del área de estudio……………………….. 71
3 Datos de entrada del modelo geológico………………………………….. 73
4 Descripción de la columna estratigráfica del pozo MOE-1….………….. 74
5 Descripción de la columna estratigráfica del pozo MOE-2….…………... 75
6 Descripción de la columna estratigráfica del pozo MOE-10….………… 78
7 Análisis próximos para el manto MOE……………………….….………… 84
8 Ecuación de Kim aplicada a los análisis próximos..……….….………… 86
9 Datos de COT y Pirólisis para la muestra MX1……………….………….. 89
10 Datos de COT y Pirólisis para la muestra MX2……………….………….. 89
11 Datos de COT y Pirólisis para la muestra MX3……………….………….. 90
12 Datos de COT y Pirólisis promedio…………….……………….………….. 90
13 Resultados de análisis petrográficos…………..……………….………….. 93
14 Clasificación de los componentes de la materia orgánica…..………..…. 103
INTRODUCCIÓN
Desde el 2007, Venezuela se vio en la necesidad de iniciar la importación de gas
desde Colombia a fin de atender la demanda eléctrica del estado Zulia. Se estima que
el gasoducto Transcaribeño empezó transportando 50 millones de pies cúbicos diarios
de gas natural (MMPCD) hacia Venezuela, extraídos del campo Ballenas en la Guajira
colombiana y producidos por la empresa norteamericana Chevron (revista MENE,
2008). A mediados de 2009 PDVSA empezó a comprar el doble de la cantidad de gas
natural que se había acordado inicialmente cuando se construyó el gasoducto entre
Ballenas y Maracaibo. Inicialmente Venezuela empezó importando 50 millones de pies
cúbicos diarios en el gasoducto de 224 kilómetros que fuera inaugurado en octubre de
2007. Pues bien, la cantidad se dio en aumento hasta alcanzar un nivel de 300 millones
de pies cúbicos. Las exportaciones de Colombia provienen del campo Ballenas en la
Guajira, explotado conjuntamente por Ecopetrol y Chevron (La nota, julio de 2009; El
Espectador, junio de2009). Actualmente Colombia exporta a Venezuela, entre 65
millones y 70 millones de pies cúbicos de gas (La república, mayo 2010).
Sin embargo, dichos volúmenes no alcanzan a satisfacer el 10% de las
necesidades del occidente venezolano.
El déficit de gas en el territorio venezolano se ve reflejado en el suministro de
energía eléctrica (el cual se ha experimentado con los apagones generales en el
territorio venezolano), el suministro de gas doméstico en algunas poblaciones del
occidente, especialmente en el estado Falcón, perjudicando a miles de familias, entre
otros.
Existen muchas razones que ameritan un estudio de Geoquímica y Prospección
de Gas Metano en el occidente venezolano y aún más en la Mina Paso Diablo.
La primera razón y se puede decir, la más importante es que la identificación de
un yacimiento de GAC permitiría remediar o en su defecto, aliviar la demanda
energética en el estado Zulia.
Otras razones no menos importantes son:
La explotación de un recurso energético limpio que permitiría minimizar el efecto
invernadero causado por la emisión de metano a la atmósfera.
Fortalecimiento en el conocimiento de los recursos del subsuelo y la aplicación de
nuevas tecnologías.
La desgasificación de los mantos de carbón en la mina Paso Diablo aumentaría la
seguridad laboral, en caso de aplicar la minería subterránea.
Se promueve la inversión en exploración y explotación de nuevos recursos, lo que
se reflejaría en importantes ganancias futuras.
Generación de nuevos empleos.
El Sur Oeste de la mina Paso Diablo de la Empresa Carbones del Guasare,
contiene importantes reservas de carbón distribuidas en once mantos de excelente
calidad (alto poder calorífico y bajas concentraciones de cenizas, azufre y humedad).
La determinación y cuantificación de gas metano en los mantos de carbón, precedería
un estudio de rentabilidad de su explotación, que en caso de resultar positivo, generaría
nuevas fuentes de ingreso y supliría las necesidades de gas para el estado Zulia.
Objetivo General
El objetivo general de la tesis es realizar un estudio geoquímico y de prospección
de gas metano asociado a carbón (GAC) y otros hidrocarburos entre las coordenadas
N= 1.218.000 – 1.219.000 y E= 796.740 – 798.000 (Sur oeste de la mina Paso Diablo
de la empresa Carbones del Guasare S. A.) con fines de determinar si es una región
apta para realizar un estudio integral de GAC que incluya la evaluación del yacimiento
con fines de explotación.
Objetivos Específicos
Construir un modelo geológico del manto objeto de estudio (MOE) en el área
seleccionada, calcular las reservas, la capacidad de almacenamiento del gas en los
carbones y el potencial de gas in situ.
Realizar análisis próximos, petrografía orgánica, palinofacies y pirólisis Rock-Eval
del manto MOE que permitan una caracterización geoquímica del manto.
Evaluar el potencial de generación de hidrocarburos (gas metano y bitumen) del
manto MOE teniendo en cuenta sus características geoquímicas.
CAPÍTULO I
MARCO GEOLÓGICO REGIONAL
La cuenca del Lago de Maracaibo, limitada por la Sierra de Perijá al oeste y el flanco
occidental de Los Andes y la Serranía de Trujillo al este, ocupa una depresión tectónica
de unos 52.000 kilómetros cuadrados de extensión, donde se han acumulado más de
10.000 metros de espesor de sedimentos cuyas edades se extienden desde el
Cretácico hasta el Reciente. Tectónicamente se relaciona con el levantamiento post-
Eoceno de la Sierra de Perijá y de la Cordillera de Los Andes (L.E.V., 1997).
Informalmente se ha designado con el nombre de Cuenca del Guasare a una
región ubicada en el flanco oriental de la Sierra de Perijá que se extiende de Norte a
Sur, desde la falla de Oca, hasta el Alto de El Totumo-Inciarte, estructuralmente
asociada al Sinclinal de Manuelote o El Dibujo. Allí afloran los mantos carboníferos de la
Formación Marcelina (Figura 1).
Figura 1. Localización de la Cuenca de Maracaibo y La Cuenca Carbonífera del Guasare.
Figura 2. Geología y principales estructuras asociadas a la Sierra de Perijá y cuenca del Guasare. Tomado de Hackley et al. (2005) - Mapa geológico - USGS, modelo digital.
1.1. Estratigrafía
En la Cuenca Guasare afloran rocas sedimentarias de edad Cretácica y
Terciaria, mientras que la secuencia generalizada para la mencionada cuenca consiste
de rocas ígneas, sedimentarias y algunas metamórficas pre-devónicas, con varias
discordancias regionales (Figura 2). Hasta el momento, los autores que han descrito la
geología del noroccidente venezolano, hacen referencia a las diferentes unidades
litoestratigráficas involucradas en la evolución geológica de la Serranía de Perijá y la
Cuenca de Maracaibo.
1.1.1. Formación Perijá
Liddle, Harris y Wells (1943) citado por L.E.V. III (1997) definieron con el nombre
de Serie Sierra de Perijá, al complejo basal de dicha sierra en el estado Zulia. Sutton
(1946) citado por L.E.V. III (1997), abrevió el nombre a Serie Perijá, ampliando la
NN
descripción litológica. Hea y Whitman (1960) citado por L.E.V. III (1997), describieron la
Serie Perijá en el caño Grande, afluente del río Cachirí, ubicándola en su columna
estratigráfica por encima de lo que llamaran el basamento e infrayaciendo a la
Formación Caño Grande del Devónico. Bowen (1972) citado por González de Juana et.
al. (1982), considera que la secuencia descrita como Serie Perijá, es en realidad una
unidad litoestratigráfica y le asigna rango formacional.
Bowen (1972) citado por González de Juana et. al. (1982), describe rocas
metamórfias, principalmente cuarcitas y esquistos, de edad pre-devónica (Figura 3).
Figura 3. Terrenos Paleozoicos en Venezuela. Tomado de Yoris y Ostos, 1997.
1.1.2. Grupo Río Cachirí
Esta unidad fue descrita originalmente por Liddle (1928) citado por L.E.V. III
(1997), con el nombre Serie Río Cachirí. Sutton (1946) citado por L.E.V. III (1997),
redefine formalmente la unidad con categoría de grupo, denominándola Grupo Cachirí,
criterio éste que ha prevalecido con la modificación hecha por Weisbord (1956) citado
por L.E.V. III (1997), quien la llamó Grupo Río Cachirí. Posteriormente, Hea y Whitman
(1960) citado por L.E.V. III (1997), proveen las descripciones más detalladas que se
conocen de esta unidad.
En la región de Perijá, este grupo está conformado por rocas sedimentarias
marinas someras ricas en faunas como braquiópodos y pelecípodos (Parnaud, et al.,
1995). Esta secuencia sedimentaria de aproximadamente 2500 metros de espesor, de
edad devónico, consiste principalmente de lutitas color negro, gris y rojo, areniscas
grises micáceas, areniscas cuarcíticas y calizas de color rojo, gris azulado y negruzco.
Liddle et al. (1943) citado por L.E.V. III (1997), describe el grupo compuesto por tres
formaciones: Formación Caño Grande, Formación Caño del Oeste y Formación Campo
Chico (L.E.V. III, 1997).
Se ha considerado al Grupo Río Cachirí como una regresión sucesiva de
ambientes que varían de marino a salobre. En la base del grupo, Bowen (1972) citado
por González de Juana, et al. (1980), señala la presencia de diques. En la parte media
aparecen detritos volcánicos y hacia el tope, andesitas y tobas líticas (Gonzáles de
Juana, et al., 1980).
1.1.3. Formación Caño Indio
Bowen (1972) citado por González de Juana, et al. (1980), introduce este
nombre para designar la parte superior del Grupo Sabaneta, en la Sierra de Perijá. En
la sección tipo, la parte inferior de la formación no está bien expuesta. Parece consistir
principalmente en lodolitas limosas, mal estratificadas, de colores rojo púrpura, gris
púrpura y a veces verde; también se presentan varias capas de limolitas rojo púrpura y
de areniscas pardo rojizas de grano fino a medio. La parte media de la formación
consiste en areniscas macizas espesas, de color púrpura rojizo y pardo rojizo, de grano
muy fino a grueso, con intercalaciones ocasionales de lutitas limosas y limolitas rojas.
En la parte superior, nuevamente predominan las lutitas limosas y limolitas rojas,
similares a las de la parte basal. En las cabeceras del río Cachirí, las rocas son
semejantes a las descritas, pero se asocian con brechas volcánicas, tobas rojas, que
Liddle mostró como intrusiones de sienita cuarcífera o diorita cuarcífera. La edad es
Carbonífero superior (Pensilvaniano), de acuerdo a las evidencias aportadas por los
fósiles (L.E.V. III, 1997).
1.1.4. Formación Río Palmar
El nombre de Formación Río Palmar fue usado por Bowen (1972) citado por
González de Juana, et al. (1980), para designar una unidad ubicada por dicho autor
entre el Grupo Sabaneta y la Formación Palmarito en la sierra de Perijá, la cual no está
representada en los andes de Mérida.
La litología predominante de esta unidad, es de calizas gruesas y macizas,
conchiferas y oolíticas, que varían desde calizas granulares conchíferas de grano
grueso, con abundantes restos fósiles, hasta lodolitas calcáreas finas. Los sedimentos
clásticos son principalmente margas y lodolitas calcáreas limosas, rojas en la parte
inferior el cual hacia arriba es reemplazado por color gris. La edad basada en estos
restos fósiles, es de Carbonífero medio a superior (L.E.V. III, 1997).
1.1.5. Formación Palmarito
La Serie Palmarito fue descrita originalmente por Christ (1927) citado por L.E.V.
III (1997). La Formación Palmarito es una secuencia de lutitas, principalmente marinas,
limos, arenas y margas, que gradan hacia arriba a calizas marinas. Arnold (1966) citado
por L.E.V. III (1997), la dividió en un miembro inferior clástico y un miembro superior de
calizas. El miembro clástico inferior comienza con una secuencia arenosa a limosa, con
restos a plantas y lechos delgados de carbón en el tercio inferior; las areniscas se
hacen calcáreas hacia arriba, y hacia la parte media del miembro o algo más arriba,
aparecen fósiles marinos; siguen lutitas y lutitas limosas calcáreas de color gris oscuro,
con algunos lechos de margas arenosas de color negro y algunas capas de caliza
fosilífera. El miembro superior de calizas, consiste predominantemente de calizas duras,
a veces cristalinas, de color gris oscuro en capas gruesas a medianas, con delgadas
intercalaciones de margas fosilíferas. De acuerdo a las relaciones de campo y a los
fósiles estudiados, se señala para la unidad una edad comprendida entre el Carbonífero
Superior y el Pérmico Medio.
1.1.6. Rocas Volcánicas del Totumo
Liddle (1946) citado por L.E.V. III (1997), mencionó riolitas en el Macizo de El
Totumo-Inciarte. González de Juana (1951-b) se refirió al "Complejo de El Totumo",
intrusivo en gran parte dentro de la Formación La Quinta y señaló la presencia en el
mismo de traquitas, riolitas y basaltos.
Según Hea y Whitman, en la localidad tipo la unidad comprende coladas
volcánicas con algunas tobas brechadas interestratificadas, parcialmente
metamorfizadas, que constituyen el miembro intermedio entre coladas e intrusiones
poco profundas. Consisten de tobas líticas y aglomerados limosos a conglomeráticos,
de color verde claro grisáceo a rojo oscuro, con fragmentos volcánicos de diferentes
tipos y colores, plagioclasa, cuarzo, serpentina y minerales de hierro. Las tobas exhiben
estructuras variables; con frecuencia se presentan zonas onduladas rellenas con
limonita, estratificación subrítmica y lenticularidad (L.E.V. III, 1997).
Las coladas y rocas intrusivas poco profundas de la quebrada El Totumo se
dividen en dos miembros: uno inferior, con latitas cuarcíferas, traquitas y dacitas, y un
miembro superior que consiste de latitas cuarcíferas porfídicas biotíticas (L.E.V. III,
1997).
Según Hea y Whitman, se requieren estudios adicionales para precisar la
ubicación estratigráfica de estas rocas. Sin embargo, consideraron que la actividad
volcánica de El Totumo fue contemporánea con la sedimentación del Grupo La Gé y
contribuyó a formar estos sedimentos (del Paleozoico Tardío al Triásico). Se encuentra
material erosionado de estas rocas ígneas incorporado en sedimentos del Mesozoico
Tardío y Cenozoico. De lo antes expuesto, se infiere una edad que se extiende desde el
Paleozoico Tardío hasta el Triásico (L.E.V. III, 1997).
1.1.7. Grupo La Gé
Nombre propuesto por Hea y Whitman (1960) citado por L.E.V. III (1997), que se
aplica a sedimentos continentales de las formaciones Tinacoa, Macoíta y La Quinta, las
cuales forman una asociación litológica con abundantes productos volcánicos en sus
sedimentos (Gonzáles de Juana et al., 1980). El grupo carece de fósiles marinos; sólo
se observan restos paleobotánicos. Se le asigna una edad que abarca desde el
Carbonífero (Pennsylvaniano) hasta el Jurásico.
1.1.7.1. Formación Tinacoa
Fue introducida en la literatura por primera vez, por Liddle et al. (1943) citado por
L.E.V. III (1997), quien describe la formación en el río Tinacoa. Hea y Whitman (1960)
citado por L.E.V. III (1997), hacen una descripción más detallada de la unidad, quien
menciona por primera vez la abundancia de constituyentes piroclásticos finos
redondeados. Odreman y Benedeto (1977) citado por L.E.V. III (1997), basados en la
identificación de una flora de Ptiloohyllum sp. y Otozamites sp. y en el hallazgo de
ejemplares fragmentarios de Lepidotus, concluyen que la edad de dicha formación es
Jurásico. Esta formación de grano fino de unos 1600 metros de espesor, se divide en
dos miembros, uno inferior predominantemente calcáreo y otro superior
predominantemente arenoso, con fragmentos piroclásticos.
1.1.7.2. Formación Macoíta
Herberg y Sass (1937) publicaron originalmente este término, para designar
lutitas rojas, limolitas y areniscas, bien expuestas en el río Macoita, en sustitución del
nombre inadecuado de Vieja Serie Roja, empleado hasta entonces. Bowen (1972)
citado por González de Juana, et al. (1980), hace una descripción detallada de esta
formación, indicando para ella una edad jurásica, en base a determinaciones
palinológicas de la Compañía Shell de Venezuela. Odreman y Benedetto (1977) citado
por L.E.V. III (1997), describen restos florísticos, ubicados por encima de la Formación
Tinacoa, asignables a la Formación Macoita, los cuales son de edad jurásica.
La unidad está compuesta por limolitas calcáreas, interestratificadas con arcosas
y tobas líticas. González Padilla y Ortíz (1973) citado por L.E.V. III (1997), mencionan
una secuencia litológica compuesta por grauvacas feldespáticas, calizas y
conglomerados. Según Xavier y Espejo (1977) citado por L.E.V. III (1997), la litología
de la unidad consiste en areniscas feldespáticas grises que meteorizan a tonos verdes.
1.1.7.3. Formación La Quinta
Esta unidad sedimentaria de naturaleza continental está compuesta por una
potente secuencia de limolitas, areniscas y conglomerados de color rojo. Hea y
Whitman., 1960, citado por L.E.V. III (1997), proponen la restricción del nombre La
Quinta en Perijá a la serie de capas rojas, la cual tiene productos volcánicos asociados
que incluyen tobas, coladas y diques (Figura 4).
En la sección tipo (Schubert et al., 1979 citado por L.E.V. III, 1997), la Formación
La Quinta consta de tres intervalos: uno inferior, compuesto por una capa de toba vítrea
de color violáceo, de aproximadamente 150 m de espesor; uno medio, consistente de
una secuencia interestratificada de toba, arenisca gruesa y conglomerática, limolita y
algunas capas delgadas de caliza de color verde, blanquesino, gris o violáceo (espesor
aproximado: 840 m); y un intervalo superior, formado por limolita y arenisca,
intercaladas con algún material tobáceo, de color rojo ladrillo y marrón chocolate, de
aproximadamente 620 m de espesor.
De acuerdo con el contenido fosilífero, la Formación La Quinta se considera de edad
Jurásico (Benedetto y Odreman, 1977; Schubert et al., 1979; Maze, 1984; Schubert,
1986 citado por L.E.V. III (1997).
1.1.8. Formación Río Negro
Hedberg (1931) citado por González de Juana, et al. (1980), empleó el término
conglomerado de Río Negro, para designar capas basales de la secuencia del cretáceo
en la Sierra de Perijá. Hedberg y Sass (1937) citado por González de Juana, et al.
(1980), elevaron la unidad a rango formacional.
Figura 4. Distribución de rocas jurásicas en Venezuela. Tomado de Yoris y Ostos, 1997.
La Formación Río Negro se caracteriza unas veces por sedimentos de origen
fluvial con areniscas conglomeráticas y otras, por arcosas de grano grueso con
acanaladuras y lentes de conglomerados, frecuentemente con estratificación cruzada e
intercalaciones de lutitas, todo ello de colores predominantemente claros, grises y
amarillos, con excepción de algunas capas rojas, cuyo color tiñe otras partes de la
formación. Heah y Whitman., 1960 citado por González de Juana, et al. (1980), estiman
un espesor de 1600 metros en el Río Negro.
Con base a las relaciones de campo y a la flora y fauna determinadas, la edad de
la formación se considera Neocomiense-Barremiense.
1.1.9. Grupo Cogollo
La referencia original del término Caliza de Cogollo se debe a Garner (1926)
citado por L.E.V. III (1997), para designar una secuencia de calizas color gris, macizas y
cristalinas infrayacentes a la Formación La Luna, en la sección del río Cogollo de la
sierra de Perijá, estado Zulia. El Grupo Cogollo se divide en tres formaciones de base a
tope: Apón (inferior, medio y superior), Lisure y Maraca (Figura 5).
Su litología es variada. De base a tope se caracteriza por calizas densas,
fosilíferas, con cantidades subordinadas de lutitas oscuras y pocas arenas calcáreas.
En Perijá, se presenta un intervalo de calizas negras, bituminosas (Miembro Machiques)
y luego por encima, calizas coquinoides, margosas y nodulares, una sección distintiva
de areniscas, calizas glauconíticas intercaladas con lutitas y un intervalo superior de
calizas macizas, de color gris claro con muchos moluscos, intercaladas con lutitas
delgadas.
Bartok, et al. (1981) citado por L.E.V. III (1997), considera un espesor de 610 m
(2.000') y la edad del Grupo Cogollo está comprendida en la base, desde el Aptiense
temprano (Miembro Tibú), aunque no se descarta la posibilidad de que llegue al
Barremiense en Perijá (Renz, 1959 citado por L.E.V. III, 1997), hasta la base de la
Formación la Luna, la cual, por ser diacrónica (Bartok et al., 1981 citado por L.E.V. III,
1997) va del Albiense al Cenomaniense.
1.1.10. Formación La Luna
Garner (1926) citado por L.E.V. III (1997), publicó originalmente el nombre de
caliza de La Luna, posteriormente descrita en detalle por Hedberg y Sass (1937) citado
por González de Juana, et al. (1980), con rango de formación.
Considerada la roca madre por excelencia de las Cuencas Petrolíferas en el
Noroccidente de Sur América, la Formación La Luna consiste típicamente de calizas y
lutitas calcáreas con fuerte olor a hidrocarburos, con abundante materia orgánica
laminada y finamente dispersa, delgadamente estratificadas y laminadas, densas, de
color gris oscuro a negro; la ftanita negra es frecuente en forma de vetas, nódulos y
capas delgadas, las concreciones elipsoidales a discoidales de 10 a 80 cms de
diámetro, son características típicas de la formación, que permiten reconocerla en
cualquier afloramiento. Muchas de las concreciones tienen amonites y otros
macrofósiles en su interior. Las capas de caliza varían en espesor de 1 - 2 cms hasta
unos 50 cms, con estratificación uniforme y monótona. Fracturas frescas de las calizas
tienen olor característico y fuerte a bitumen (Figura 6). Se estima una edad
Cenomaniense – Santonianse (L.E.V. III, 1997).
Figura 5. Correlación estratigráfica de rocas del Cretácico Temprano en el occidente y centro de Venezuela. Tomado de Yoris y Ostos, 1997.
1.1.11. Formación Colón
Sievers (1988) citado por L.E.V. III (1997), denominó a las lutitas de Colón,
Capas de Cuesta de Capote; Liddle., 1928 citado por L.E.V. III (1997), llamó "lutita de
Colón" a la espesa unidad de lutitas representativa del Cretáceo Superior en la mayor
parte de la cuenca de Maracaibo. Hedberg y Sass (1937) citado por González de
Juana, et al. (1980), emplean el nombre de Arcilla Laminar de Colón. Luego fue elevada
a rango formacional por Sutton (1946) citado por L.E.V. III (1997).
Se caracteriza por lutitas microfosilíferas gris oscuro a negras, macizas, piríticas
y ocasionalmente micáceas o glauconíticas, con margas y capas de caliza subordinada.
La edad de la Formación Colón fue establecida por Cushman y Hedberg (1941) citado
por L.E.V. III (1997), como Cretácico Superior, Campaniense a Maastrichtiense inferior
(Figura 6).
1.1.12. Formación Guasare
El término Formación Guasare fue introducido originalmente por Garner (1926)
citado por L.E.V. III (1997). Toma su nombre del río Guasare en la Sierra de Perijá.
Consiste de calizas y areniscas calcáreas paleocenas con pronunciadas
variaciones laterales de facies por gradación de shales al Noroeste, de rocas
sedimentarias marinas someras al norte y depósitos fluviales y deltaicos, al Sur. Se
encuentra en contacto concordante con la Formación Colón. Un hiato marca el contacto
entre la Formación Guasare y la Formación Misoa y está probablemente relacionado
con la exposición subaérea que marca el final de un ciclo regresivo que empezó en el
Campaniense con la sedimentación de los shales de la Formación Colón (Lugo y Mann,
1995).
Figura 6. Correlación estratigráfica de rocas del Cretácico Tardío en el occidente, centro y Sur de Venezuela. Tomado de Yoris y Ostos, 1997.
Los afloramientos de la Formación Guasare se presentan a lo largo de una faja
de 50 a 60 km de ancho, que se extiende a lo largo de los contrafuertes de la Sierra de
Perijá, desde el río Guasare hasta el área sur del distrito Perijá (Figura 7).
En la sección tipo, el espesor (incompleto) de la Formación Guasare es de unos
120 m. y en el río Cachirí es de 390 m, y en el río Socuy, de 370 m. Su edad, definidad
por fósiles, es Paleoceno.
1.1.13. Formación Marcelina
Scherer et al. (1997) citado por L.E.V. III (1997), proponen el neoestratotipo para
esta formación. El neoestratotipo comprende la sección del caño Sierra Azul hasta su
confluencia al sur con el río Socuy y la sección del río Socuy hasta unos 3,5 km aguas
abajo hacia el Este (Hoja 5748 en escala 1:100.000 de Cartografía Nacional).
La litología consiste de areniscas macizas, ligeramente calcáreas, areniscas
laminadas interestratificadas con arcillas y limolitas localmente carbonáceas y micáceas
y numerosas capas de carbón (lignito sub-bituminoso) que varían en espesor desde 1 m
en el tope hasta 18 m en la parte inferior de la formación. En la base de la formación las
areniscas son muy calcáreas, casi margas, mientras que en la parte media y superior
dominan areniscas macizas con nódulos y concreciones ferruginosas de hasta 0,5 m
diámetro. Cerca de algunas capas de carbón, sobre todo en la sección del caño Sierra
Azul, se encuentran capas de "roca quemada" que constituyen los remanentes de
capas de carbón oxidadas por combustión espontánea, fenómeno frecuente en áreas
de afloramiento de carbón, reportado ya desde el siglo pasado por Briceño Méndez
(1876) citado por L.E.V. III (1997) en el caño El Paso del Diablo, el cual deriva su
nombre precisamente por los incendios subterráneos que allí se producían. Estas rocas
fueron analizadas científicamente por Moticska (1977) citada por L.E.V. III (1997), quien
explica el fenómeno en detalle y determinó tres tipos principales: porcelanitas producto
de limolitas carbonáceas y en parte de areniscas finas, calizas y conglomerados;
brechas soldadas y flujos de brechas formados por fragmentos líticos embebidos en
roca fundida, y lavas (para-lavas) formadas por la fusión completa del material rocoso.
Todas estas variedades presentan diversas tonalidades de rojo, marrón y ocre.
El espesor del neoestratotipo, medido con plancheta y corregido por las
numerosas repeticiones y fallas mediante fotografías aéreas detalladas, es de 461 m
(Scherer et al. 1997 citado por L.E.V. III, 1997)
El contacto con la infrayacente Formación Guasare y la suprayacente Formación
Misoa es concordante y gradacional.
Figura 7. Correlación estratigráfica de rocas del Terciario (Paleógeno) en el occidente, centro y Sur de Venezuela. Tomado de Yoris y Ostos, 1997.
Por su posición estratigráfica encima de la Formación Guasare del Paleoceno y
debajo de las Formación Misoa del Eoceno Temprano, la edad de la Formación Paso
Diablo se considera Paleoceno-Eoceno Temprano.
1.1.14. Formación Misoa
Garner (1926) citado por L.E.V. III (1997), introdujo el nombre Formación Cerro
Misoa para designar una unidad compuesta de areniscas y lutitas intercaladas, la cual
aflora en el cerro del mismo nombre.
Se caracteriza por una secuencia de 7000 metros de areniscas deltaicas y
shales, hallados actualmente debajo del lago de Maracaibo. El espeso depocentro de la
Formación Misoa hace parte de un cinturón elongado en el margen Noreste del actual
lago de Maracaibo (Lugo y Mann, 1995).
Las características de los sedimentos de la Formación Misoa dependen de su
posición en la cuenca, del ambiente de sedimentación, de la distancia entre ellos y de la
fuente de los mismos. Hacia el Noreste hay más lutitas y areniscas de grano fino,
mientras que hacia el Sur y sureste, el porcentaje de arena aumenta al 80 y 90% de la
sección, y los granos se hacen más gruesos. Se encuentran areniscas, limolitas y lutitas
intercaladas en distintas cantidades, en toda la sección y hacia el Este, en la sierra,
algunas capas de caliza en la parte-inferior.
Van Raadshooven (1951) citado por L.E.V. III (1997), determinó la edad de los
macro-foraminíferos como Eoceno medio inferior. Kuyl et al., 1956 citado por L.E.V. III
(1997), señalaron una edad Eoceno inferior a medio, para unidades incluidas hoy en la
Formación Misoa. Van Veen (1972) citado por L.E.V. III (1997), basado en evidencias
paleontológicas y palinológicas, determinó la edad Eoceno inferior a medio, corroborado
por Colmenares., 1988 citado por L.E.V. III (1997).
1.1.15. Formación La Sierra
La referencia original de la Formación La Sierra corresponde a Hedberg y Sass
(1937) citado por L.E.V. III (1997).
La litología corresponde a areniscas pardas, masivas en capas gruesas a
medianas, con intercalaciones de lutitas y lutitas arenosas. Miller y Sanjuán, 1963,
describen la litología de la formación, a partir de tres miembros denominados, Los
Teques, Caña Brava y Rincón.
El espesor regional de la formación está en el orden de los 140 m, aumentando
hacia el Este. La edad es eoceno superior, por correlación con la Formación Carbonera,
y el contenido palinológico (Kuyl et al., 1955 citado por L.E.V. III, 1997).
1.1.16. Grupo El Fausto
Consiste predominantemente en arcillolitas y limolitas de tonalidades apagadas de rojo
púrpura, gris, verde y marrón, con intervalos menores de lutitas o arcillolitas gris
verdoso o gris oscuro y areniscas verdosas de grano fino, de edad Oligoceno a Mioceno
Tardío. Se diferencian cuatro formaciones: Cuiba, Macoa, Peroc y Ceibote.
Hedberg y Sass (1937) citado por L.E.V. III (1997), estimaron un espesor
aproximado de 1830 m para el Grupo El Fausto en el distrito Perijá. En el subsuelo, el
espesor conjunto de las cuatro formaciones del grupo, está entre 1400 y 2135 m.
1.1.17. Formación Los Ranchos
El término Formación Los Ranchos fue publicado originalmente por Liddle, 1928
citado por L.E.V. III (1997). La localidad tipo se encuentra 15 km al Noreste de
Machiques, distrito Perijá.
El área tipo Los Ranchos está compuesta en un 50 ó 60% por areniscas bien
estratificadas, micáceas y ferruginosas con algunas capas delgadas de areniscas
conglomeráticas y conglomerados, el resto de la litología se compone de lutitas
arcillosas grises, y arcillolitas. La edad es Mioceno Medio y el espesor es de 1500 m
(Miller, 1956 citado por L.E.V. III, 1997).
1.1.18. Formación La Villa
El término Formación La Villa fue publicado originalmente por Garner (1926)
citado por L.E.V. III (1997), quien definió la localidad tipo cerca de la Villa del Rosario,
Perijá. Está compuesta por areniscas de grano fino mal escogidas, a veces
conglomeráticas y poco consolidadas intercaladas con arcillas y limolitas. El espesor
según Sutton (1946) citado por L.E.V. III (1997), varía de 900 a 1200 m. Su edad es
Mioceno Superior.El jurásico en el noroeste de Sur América estuvo regido por un
sistema de rift continental formado durante la fase inicial del rompimiento de Pangea,
cuando el noroeste de Sur América se separó del área actual del noreste de México y la
Península de Yucatán (Pindell and Barret, 1990; Mann, 1999 citado por Duerto et a.,
2006).
Los fenómenos distensivos dieron lugar a Grabens y Half Grabens en los cuales
se depositaron rocas volcánicas asociadas al rift con capas rojas continentales de la
formación La Quinta (Maze, 1984 citado por Duerto et al. 2006).
Río Negro
Apón
Lisure
Maraca
La Luna
Colón
Guasare
Marcelina
Misoa
Los
Ranchos
Gru
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Gru
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El
Fa
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Grupo
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(m)Litología Descripción Litológica
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Macoa
Peroc
CuibaP
al
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Inf
Pa
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ce
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Areniscas y conglomerados
Calizas fosilíferas con intervalos menores
de lutitas y areniscas calcáreas
Areniscas calcáreas y calizas fosilíferas
con intervalos menores de lutitas
Calizas arenosas con lutitas
Calizas con fuerte olor a hidrocarburos y
lutitas calcáreas con concreciones
Lutitas microfosilíferas, margas y capas
de calizas
Calizas fosilíferas y areniscas calcáreas
Areniscas calcáreas interestratificadas
con arcillas y limolitas localmente
carbonáceas y micáceas, y numerosas
capas de carbón
Areniscas interestratificadas con limolitas
y lutitas con algunas capas de caliza
hacia la base
Arcillolitas y limolitas abigarradas con
delgadas capas de areniscas
Arcillolitas con algunas limolitas y
areniscas
Arcillolitas abigarradas con areniscas
Areniscas bien estratificadas micáceas y
ferruginosas con cantidades menores de
areniscas conglomeráticas y
conglomerados
100
-30
0900
390
461
1000
-1600
1400
-2135
1500
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Areniscas y conglomerados
Calizas fosilíferas con intervalos menores
de lutitas y areniscas calcáreas
Areniscas calcáreas y calizas fosilíferas
con intervalos menores de lutitas
Calizas arenosas con lutitas
Calizas con fuerte olor a hidrocarburos y
lutitas calcáreas con concreciones
Lutitas microfosilíferas, margas y capas
de calizas
Calizas fosilíferas y areniscas calcáreas
Areniscas calcáreas interestratificadas
con arcillas y limolitas localmente
carbonáceas y micáceas, y numerosas
capas de carbón
Areniscas interestratificadas con limolitas
y lutitas con algunas capas de caliza
hacia la base
Arcillolitas y limolitas abigarradas con
delgadas capas de areniscas
Arcillolitas con algunas limolitas y
areniscas
Arcillolitas abigarradas con areniscas
Areniscas bien estratificadas micáceas y
ferruginosas con cantidades menores de
areniscas conglomeráticas y
conglomerados
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de lutitas y areniscas calcáreas
Areniscas calcáreas y calizas fosilíferas
con intervalos menores de lutitas
Calizas arenosas con lutitas
Calizas con fuerte olor a hidrocarburos y
lutitas calcáreas con concreciones
Lutitas microfosilíferas, margas y capas
de calizas
Calizas fosilíferas y areniscas calcáreas
Areniscas calcáreas interestratificadas
con arcillas y limolitas localmente
carbonáceas y micáceas, y numerosas
capas de carbón
Areniscas interestratificadas con limolitas
y lutitas con algunas capas de caliza
hacia la base
Arcillolitas y limolitas abigarradas con
delgadas capas de areniscas
Arcillolitas con algunas limolitas y
areniscas
Arcillolitas abigarradas con areniscas
Areniscas bien estratificadas micáceas y
ferruginosas con cantidades menores de
areniscas conglomeráticas y
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Figura 8. Columna estratigráfica generalizada de la Cuenca Guasare. Fuentes: Parnaud et al., 1995, L.E.V. III, 1997 y González de Juana, et al., 1980.
1.1. Evolución Tectónica y Geología Estructural
El cretáceo está regido por sedimentación marina en una cuenca de Margen
Pasivo, la cual infrayace discordantemente una cuenca Foreland asimétrica reflejando
eventos compresivos Paleoceno-Eoceno.
En el oligoceno la cuenca Foreland estuvo inactiva, trasladándose la actividad
tectónica al este de la Cuenca de Maracaibo (Duerto et al., 2006).
En el mioceno tardío se extendió una actividad compresiva este-oeste y
noroeste-sureste relacionada a la colisión del Arco de Panamá con el noroeste de Sur
América, combinada con la subducción de bajo ángulo de la placa Caribe debajo del
noroeste de Sur América, lo que activó el movimiento en dirección norte (Van der Hilst
and Mann, 1994; Taboada et al., 2000; Colmenares and Zoback, 2003 citado por Duerto
et al., 2006). Estos movimientos tectónicos dieron lugar a la reactivación e inversión de
las estructuras asociadas al rift jurásico.
Estudios previos proponen que los principales periodos de acortamiento en
dirección este-oeste y noroeste-sureste ocurrieron en el Mioceno Tardío – Plioceno,
debido a la orogenia andina y al levantamiento topográfico regional al noreste de los
Andes, lo que resultó en la inversión de fallas normales del Jurásico Superior. Kellogg,
1984 sugiere como mecanismo de levantamiento de los Andes de Mérida y la Sierra de
Perijá, un sistema de cabalgamientos con vergencia al noroeste a aproximadamente 9
km de profundidad.
Estudios de trazas de fisión, mapas geológicos e interpretaciones de perfiles
sísmicos soporta que la orogenia andina sea de edad Mioceno Tardío – Plioceno
(Audemard, 1991; De Toni and Kellogg, 1993; Taboada et al., 2000 citado por Duerto et
al., 2006).
A lo largo del flanco oriental de la Sierra de Perijá, se presentan dos directrices
tectónicas bien definidas (figura 9); las fallas de Perijá-Tigre, Socuy y Guasare, de
orientación noreste a suroeste y las fallas Cogollo, La Luna, La Gé, Totumo y El Palmar
en sentido norte - sur, que definen una línea de levantamiento abrupto de la sierra,
relativa a la adyacente Cuenca del Lago de Maracaibo. En la terminación meridional de
las fallas Cuiba y Perijá-Tigre, se encuentra otro lineamiento transversal a la sierra, de
rumbo noroeste - sureste, formado por las fallas de Aricuaisá. Asociadas a las fallas
anteriores se observan otras fallas menores subparalelas, que atraviesan toda la Sierra
de Perijá, siguiendo un rumbo subparalelo y subangular a ésta, generando que el área
se encuentre altamente tectonizada (Alvarado, D., 2007. Inédito).
Figura 9. Mapa geológico de superficie de la Sierra de Perijá (modificado de Litos, 1997 en Duerto 2006).
La falla Perijá-Tigre ha sido interpretada como una falla tanspresiva con vergencia
sureste (Miller, 1962; Quijada y Cassani, 1997; citado por Bayona et al., 2007a) o de
cabalgamiento con vergencia noroeste (Kellogg, 1984 citado por Bayona et al., 2007a).
Una de las estructuras más sobresalientes en el flanco oriental de la Sierra de
Perijá, es el Sinclinal de Manuelote en el sector de Cachirí. En esta estructura se
encuentran las formaciones Guasare, Marcelina y Misoa. El movimiento tectónico que
originó el sinclinal de Manuelote está asociado a las fallas que siguen un patrón casi
común en toda la cuenca del Guasare, con un rumbo N45O, estas fallas en general
tienen desplazamiento horizontal de corto trayecto (Alvarado, D., 2007. Inédito).
1.2.1. Estructura Del Subsuelo
El Este de la Sierra de Perijá se caracteriza por la presencia de un monoclinal
con buzamiento este-sureste, debajo de las rocas neógenas y aluviales de estratos
horizontales de la Cuenca de Maracaibo (Garrity et al., 2004 citado por Duerto et al.,
2006) (Figura 11).
Duerto et al., 2006 basados en observaciones de pozos, proponen en la Sierra
de Perijá cuatro zonas de despegue de cabalgamientos asociados a fallas post-
jurásicas: D1 (en el tope de la formación Colón y suprayacido por rocas terciarias), D2
(base de la formación Colón), D3 (formaciones Apón y Lisure) y D4 (dentro del
basamento, el cual sugiere una inversión de fallas normales relacionadas al rift
jurásico). En el sureste de la Sierra de Perijá los autores mencionados identificaron 2
fallas de cabalgamiento (Tucuco y Socumo) con buzamientos al oeste y despegue en el
basamento, afectando la sección Cretácica (Figura 11). Allí se observa una falla normal
lístrica que buza al este dentro del intervalo paleógeno, lo que sugiere una componente
de deslizamiento gravitacional en dirección a la cuenca, del suprayacente intervalo
terciario a lo largo de las lutitas del cretáceo tardío.
Figura 10. Sección Oeste – Este del subsuelo de la Cuenca de Maracaibo (modificado de
Parnaud et al., 1995 en Yoris y Ostos, 1997).
Figura 11. Interpretación una línea sísmica al SE de la Sierra de Perijá. Tomado de Duerto et al., 2006.
Al noreste de la Sierra de Perijá, la estructura del subsuelo es diferente. El
basamento pre-cretáceo es afectado por la falla de cabalgamiento Los Motilones, la
cual contribuye con 6 km del acortamiento en dirección este-oeste en la región y que ha
generado buzamientos de alto ángulo en rocas del cretácico a lo largo del piedemonte
de la sierra. La falla de cabalgamiento sub-horizontal Los Motilones, sobre-cabalga
rocas cretáceas y del basamento por 6 Km y forma la principal superficie de despegue
del basamento en el área (Figura 12). Se aprecia una zona triangular formada por un
retrocabalgamiento (falla B1) a lo largo de la superficie de despegue desarrollada en las
lutitas de la formación Colón del cretáceo superior. El retrocabalgamiento B1 propagado
a la superficie inclinada del monoclinal, formado por la zona de falla Los Motilones,
resulta en los estratos inclinados que se observan en la superficie (Figura 9).
Figura 12. Interpretación una línea sísmica al NE de la Sierra de Perijá. Tomado de Duerto et al., 2006.
En el piedemonte oriental de la Sierra de Perijá, Duerto et al., 2006 analizaron
una línea sísmica en la cual identificaron tres estructuras anticlinales formadas por Fault
propagation folds (pliegues por propagación de fallas) relacionadas con tres fallas de
cabalgamiento (Fallas de Sucumo, Tucuco y Los Motilones). El mayor efecto de
deformación en la región se relaciona con la falla de cabalgamiento Los Motilones. Esta
falla es cabalgada por el basamento y suprayace rocas Cretácicas.
1.3. Evolución Geológica
Pindell and Dewey (1982), Eva et al. (1989), Pindell and Barrett (1990), Lugo and
Mann (1995); Mann (1999); Maze, 1984; Eva et al., 1989; Bartok, 1993; Lugo y Mann,
1995; Taboada et al., 2000 citado por Duerto et al., 2006 proponen un modelo geológico
que involucra un rift Jurásico tardío relacionado a la separación de Norte América y Sur
América, con sedimentación continental y volcánica, seguido de un margen pasivo
cretácico con sedimentación calcárea, un periodo paleógeno de colisión oblicua entre el
arco de Islas Caribe con movimiento en dirección oeste y un periodo neógeno de
fallamiento con deslizamiento de rumbo y levantamiento andino que es particularmente
intenso y extendido en el oeste de Venezuela y Colombia.
Parnaud, et al., 1995 establece para el noroccidente venezolano, cinco
Supersecuencias (Figura 13) correspondientes a cinco grandes episodios que marcan
la historia geológica de esta región.
1.3.1. Permo-Triásico (Orogénesis Herciniana)
Este periodo está marcado por metamorfismo y plegamiento andino, intrusiones
ígneas, levantamiento de la región central del Lago de Maracaibo precursora de la
subsiguiente plataforma de Maracaibo. El borde continental se levanta produciendo
retirada general de los mares de Venezuela occidental.
1.3.2. Jurásico (Supersecuencia A de Parnaud et al., 1995)
El Jurásico en el noroccidente venezolano está regido por un rifting precedido a
una sedimentación continental que dio lugar a la sedimentación del Grupo La Gé en un
ambiente continental, localmente alimentado por material volcánico.
El rift relacionado con la sedimentación continental de las capas rojas de la
formación La Quinta, se constituye en la fuente local de material piroclástico (Grupo La
Gé) que fue despositado en un half graben elongado (Lugo y Mann, 1995; Parnaud et
al., 1995). El rift relacionado con los half grabens contienen rocas jurásicas de la
cuenca de Maracaibo con dirección preferencial nor-noreste (Audemard, 1991 citado
por Lugo y Mann, 1995). Algunos autores sugieren que las variaciones del espesor
estratigráfico en el Grupo La Gé se basa en la relación con las zonas emergidas
alrededor de la cuenca de Maracaibo.
1.3.3. Cretácico Temprano (Supersecuencia B de Parnaud et al., 1995)
Neocomiense – Barremiense: Se depositan sedimentos continentales en una
secuencia de margen pasivo, representada por la Formación Río Negro.
Aptiense: Se dio inicio a la transgresión marina generada por los cambios
eustáticos que ocurrieron a nivel mundial y se depositó la Formación Apón (Grupo
Cogollo) caracterizada por sedimentos marinos someros con cambios laterales de
facies (Figura 13-14).
SUPERSECUENCIA A (JURÁSICO): EXTENSIÓN
SUPERSECUENCIA B (CRETÁCICO): MARGEN PASIVO
SUPERSECUENCIA C (CRETÁCICO TARDÍO -
PALEOCENO): TRANSICIÓN MARGEN PASIVO – ACTIVO
SUPERSECUENCIA D (PALEOCENO TARDÍO – ECOENO
MEDIO): CUENCA DE COLISIÓN
SUPERSECUENCIA E (ECOENOTARDÍO – MIOCENO
TEMPRANO): CUENCA DE COLISIÓN
SUPERSECUENCIA F (MIOCENO MEDIO - PLEISTOCENO):
CUENCA DE COLISIÓN
SUPERSECUENCIA A (JURÁSICO): EXTENSIÓN
SUPERSECUENCIA B (CRETÁCICO): MARGEN PASIVO
SUPERSECUENCIA C (CRETÁCICO TARDÍO -
PALEOCENO): TRANSICIÓN MARGEN PASIVO – ACTIVO
SUPERSECUENCIA D (PALEOCENO TARDÍO – ECOENO
MEDIO): CUENCA DE COLISIÓN
SUPERSECUENCIA E (ECOENOTARDÍO – MIOCENO
TEMPRANO): CUENCA DE COLISIÓN
SUPERSECUENCIA F (MIOCENO MEDIO - PLEISTOCENO):
CUENCA DE COLISIÓN
Figura 13. Evolución geotectónica de Venezuela en el Jurásico - Paleoceno. Tomado de Parnaud, et al., 1995.
Figura 14. Evolución geotectónica de Venezuela en el Paleoceno tardío - Pleistoceno. Tomado de Parnaud, et al., 1995
Albiense – Cenomaniense Temprano: Tuvo lugar un segundo pulso
transgresivo, invadiendo el área de la Serranía de Perijá hacia el Sur. Se depositó la
Formación Lisure de ambiente marino de plataforma continental media en un system
tract transgresive TST.
En la región de Perijá, Caniche et al., 1994 en Henriques, 2004 (Inédito),
identificaron un hiato en el Cenomaniense Temprano (Grupo Cogollo) y los estratos
suprayacentes (Formación La Luna) del Cenomaniense Tardío. La erosión truncó
parcialmente la secuencia Albiense. Este hiato se puede atribuir a la colisión del arco
volcánico pacífico con la Placa Suramericana lo que dio lugar a la creación de una
cuenca foreland (antepaís) al oeste de la Serranía de Perijá (Figura 13 - 15) y un alto
periférico en la plataforma de Maracaibo.
SUPERSECUENCIA A (JURÁSICO): EXTENSIÓN
SUPERSECUENCIA B (CRETÁCICO): MARGEN PASIVO
SUPERSECUENCIA C (CRETÁCICO TARDÍO -
PALEOCENO): TRANSICIÓN MARGEN PASIVO – ACTIVO
SUPERSECUENCIA D (PALEOCENO TARDÍO – ECOENO
MEDIO): CUENCA DE COLISIÓN
SUPERSECUENCIA E (ECOENOTARDÍO – MIOCENO
TEMPRANO): CUENCA DE COLISIÓN
SUPERSECUENCIA F (MIOCENO MEDIO - PLEISTOCENO):
CUENCA DE COLISIÓN
SUPERSECUENCIA A (JURÁSICO): EXTENSIÓN
SUPERSECUENCIA B (CRETÁCICO): MARGEN PASIVO
SUPERSECUENCIA C (CRETÁCICO TARDÍO -
PALEOCENO): TRANSICIÓN MARGEN PASIVO – ACTIVO
SUPERSECUENCIA D (PALEOCENO TARDÍO – ECOENO
MEDIO): CUENCA DE COLISIÓN
SUPERSECUENCIA E (ECOENOTARDÍO – MIOCENO
TEMPRANO): CUENCA DE COLISIÓN
SUPERSECUENCIA F (MIOCENO MEDIO - PLEISTOCENO):
CUENCA DE COLISIÓN
Figura 15. Distribución de facies sedimentarias durante el Neocomiense – Albiense. Tomado de Yoris F. y Ostos, M., 1997.
Cenomaniense Tardío – Campaniense Temprano: La transgresión Cretácica
llega a su máxima extensión. En esta época sucedieron pulsos transgresivos que
generaron tres episodios de sedimentación de facies anóxicas representada por la
Formación La Luna. En el primer episodio se depositaron cenizas volcánicas (base de
la Formación La Luna) lo que sugiere la presencia de un arco volcánico pacífico al
oeste; luego, la cuenca se profundizó rápidamente de una plataforma continental media
a una profundidad batial y las tres secuencias transgresivas culminaron en una
superficie de máxima inundación (Figura 17-18).
Aptiense Aptiense
Figura 16. Paleogeografía del Aptiense. Leyenda: 1) Posición actual de las napas de Lara; 2) Áreas positivas; 3) Sedimentos clásticos de línea de costa; 4) Carbonatos y shales de plataforma interna; 5) Carbonatos y shales de plataforma media; 6) Espesor de contornos en pies. Tomado de Parnaud, et al., 1995.
Figura 17. Paleogeografía del Aptiense – Cenomaniense Temprano. Leyenda: 1) Posición actual de las napas de Lara; 2) Áreas positivas; 3) Sedimentos clásticos de línea de costa; 4) Carbonatos y shales de plataforma interna a media; 5) Espesor de contornos en pies. Tomado de Parnaud, et al., 1995.
Aptiense – Cenomaniense temprano Aptiense – Cenomaniense temprano
Cenomaniense tardío – Campaniense
temprano Cenomaniense tardío – Campaniense
temprano
Figura 18. Paleogeografía del Cenomaniense Tardío – Campaniense Temprano. Leyenda: 1) Posición actual de las napas de Lara; 2) Áreas positivas; 3) Sedimentos clásticos de línea de costa; 4) Carbonatos y shales de plataforma interna a media; 5) Carbonatos a shales de plataforma exterior a batial superior; 6) Espesor de contornos en pies. Tomado de Parnaud, et al., 1995.
Figura 19. Reconstrucción tectónica del basamento y mapa paleogeográfico del N de SA, hace aprox. 88 Ma. (Coniaciano). Áreas blancas en la reconstrucción tectónica reflejan áreas de futuro acortamiento. La leyenda muestra los nombres de las características numeradas y paleoambientes. Tomado de Mann et al., (2006).
1.3.4. Cretácico Tardío – Paleoceno Temprano (Supersecuencia C de
Parnaud et al., 1995)
El Cretáceo tardío está marcado por una nueva fase tectónica determinada por la
colisión del arco volcánico pacífico con la Placa Suramericana. Esta colisión transformó
el margen pasivo en un cinturón activo, creando una cuenca foreland (Antepaís) en el
área de Perijá y desplazando el alto periférico de Maracaibo hasta la cuenca Barinas –
Apure, permitiendo la sedimentación de facies más arenosas. Esta fase transicional se
caracteriza por una regresión que resultó en tres secuencias.
Campaniense Tardío – Maastrichtiense: A principios del Cretáceo tardío
empezó la regresión. Hacia el oeste, el arco volcánico pacífico formó una zona profunda
en el cual se depositó la Formación Colón. Esta sedimentación se interpreta como
pulsos transgresivos (Figura 19-20).
Maastrichtiense Tardío – Paleoceno Temprano: En el Cretácico una vez
alcanzó la superficie de máxima inundación y de hundimiento de la cuenca
aproximadamente en el Santoniense medio, comienza el periodo regresivo
depositándose durante el Campaniense, capas glauconíticas y fosfáticas, indicativas de
un periodo de sedimentación reducido y que se encuentra representado por los
Miembros Tres Esquinas y Socuy de la Formación Colón (Figura 20-21).
El Paleoceno Temprano da inicio a un nuevo régimen de sedimentación, ciclo
que empezó con la sedimentación de plataforma de la Formación Guasare en un
ambiente marino nerítico con influencia deltaica al sur de la Cuenca.
Figura 20. Paleogeografía del Campaniense Tardío – Maastrichtiense. Leyenda: 1) Posición actual de las napas de Lara; 2) Áreas positivas; 3) Sedimentos clásticos de plataforma interna a línea de costa; 4) Shales de plataforma externa y escasas areniscas; 5) Espesor de contornos en pies. Tomado de Parnaud, et al., 1995.
Figura 21. Distribución de facies sedimentarias durante el Maastrichtiense. Tomado de Yoris F. y Ostos, M., 1997.
Campaniense tardío - Maastrichtiense
Campaniense tardío - Maastrichtiense
Figura 22. Paleogeografía del Maastrichtiense Tardío – Paleoceno Inferior. Leyenda: 1) Posición actual de las napas de Lara; 2) Áreas positivas; 3) Sedimentos clásticos continentales a deltaicos; 4) Carbonatos y Shales de plataforma interna a externa; 5) Turbiditas, shales y escasas areniscas; 6) Espesor de contornos en pies. Tomado de Parnaud, et al., 1995.
El ciclo Terciario Inferior constituyó una regresión marina producto de la
orogénesis del final del Cretácico, en la cual parte de las regiones Andina y Perijana se
convierten en positivas. En el occidente del país, el proceso regresivo ocurre debido a
levantamientos del borde pericratónico y también por la progradación de ambientes
deltaicos sobre la plataforma conformada por sedimentos de edad Cretácico Tardío
(Jiménez, 1983 citado por Alvarado, 2007. Inédito).
1.3.5. Paleoceno Medio – Eoceno Medio (Supersecuencia D de Parnaud et
al., 1995)
Estudios realizados por Van Andel, 1958, Zambrano et al., 1971 y Blazer y White,
1984 citado por Lugo y Mann, 1995 indican para el noroccidente venezolano, una
gradación suroste - noreste de depósitos fluviales a deltaicos y abanicos submarinos,
erosión de los sedimentos continentales al sur y suroeste, y un margen pasivo inclinado
hacia el norte (figura 22). Los autores mencionados proponen que gran parte de la
sedimentación deltaica Paleoceno – Eoceno fue derivada de la erosión de las áreas
emergidas del noreste (que en la actualidad corresponde al área del lago de Maracaibo)
Maastrichtiense tardío – Paleoceno
temprano Maastrichtiense tardío – Paleoceno
temprano
y depositadas en una Cuenca Foreland asimétrica formada por sobrecorrimiento sur-
suroeste de la placa Caribe hacia el margen pasivo de Sur América.
Durante el Paleoceno Medio y Tardío, se puede observar una distribución
regional de facies deltaicas-parálicas. Bajo estas condiciones se sedimenta la
Formación Marcelina en las cuales son características las extensas capas de carbón
presentes (figura 23). Posibles áreas fuente para los detritos terrígenos del Paleoceno
son El Escudo de Guayana y la Sierra de Perijá (Bayona et al., 2007b).
En la mina Paso Diablo la sucesión Paleocena esta compuesta por las
Formaciones Guasare y Marcelina (Amado & Leaño 1984 en Bayona et al., 2007b) y las
cuales no superan 1 km de espesor. La Formación Guasare (Paleoceno) corresponde a
una sucesión mixta de carbonatos con glauconita y terrígenos acumulados en un delta
en condiciones dominantes de mareas y tormentas (Pardo 2004 en Bayona et al.,
2007b). Suprayaciendo las calizas de la Formación Guasare se encuentra las areniscas
masivas calcáreas interestratificadas con shales, lodolitas grises y carbón de la
Formación Marcelina de edad Paleoceno Tardío (Pardo 2004, Montes et al. 2005a
citado por Bayona et al., 2007b). La Formación Misoa (Eoceno Inferior) incluye en su
parte inferior capas masivas de areniscas gruesas, localmente con conglomerados
interestratificados con shales grises; hacia la base se pueden encontrar localmente
calizas y areniscas calcáreas (Bayona et al., 2007b). En el Eoceno Temprano continúa
la regresión, se depositaron las areniscas de la formación Misoa como consecuencia de
otro “pulso transgresivo” en un ambiente deltaico a marino somero.
En el Eoceno medio (44 Ma.), la corteza oceánica del área proto caribe, subdujo
la esquina noroeste de Sudamerica (Fig. 25 – área azul). En el área actual del lago se
depositó un complejo costero-deltaico alimentado por un off-shore con sedimentación
marina que rellenó las áreas back-arc y fore-arc del gran arco, el cual empezó a
sobrecabalgar el norte inclinado del margen pasivo. En el área de Maracaibo, la colisión
se relacionó con el emplazamiento de las napas de Lara (Stephan, 1985 citado por
Mann et al., 2006), lo que culminó con el levantamiento y erosión del actual área del
lago en el Eoceno tardío-Oligoceno y la formación de la prominente discordancia del
Eoceno de contacto angular en algunas localidades (Escalona y Mann, 2006b citado por
Mann et al., 2006).
Figura 23. Paleogeografía del Paleoceno Tardío – Eoceno Temprano. Leyenda: 1) Posición actual de las napas de Lara; 2) Áreas positivas; 3) Sedimentación clástica continental a deltaica; 4) Areniscas y shales de plataforma interna a externa; 5) Turbiditas, shales y escasas areniscas; 6) Espesor de contornos en pies. Tomado de Parnaud, et al., 1995.
Figura 24. Reconstrucción tectónica del basamento y mapa paleogeográfico del N de SA, durante el Paleoceno Medio. Los números corresponden a la leyenda de la figura 18 y representan los paleoambientes. Tomado de Mann et al., (2006).
Paleoceno tardío – Eoceno temprano
Paleoceno tardío – Eoceno temprano
Figura 25. Reconstrucción tectónica del basamento y mapa paleogeográfico del N de SA, durante el Eoceno Medio. Los números corresponden a la leyenda de la figura 18 y representan los paleoambientes. Tomado de Mann et al., (2006).
1.3.6. Eoceno Tardío – Mioceno Temprano. (Supersecuencia E de Parnaud
et al., 1995)
En este período se inicia el levantamiento de la Serranía de Perijá y de la
Cordillera Oriental de Colombia, lo cual determinó el inicio de un nuevo ciclo
transgresivo que depositó una secuencia clástica de ambientes continentales y litorales
(Chigne et al., 1994 citado por Henriques L., 2004. Inédito).
La colisión de la Placa Caribe con el oeste de Colombia produjo en el Eoceno
Tardío – Mioceno Temprano la supersecuencia E que posee dos secuencias
depositacionales, la secuencia T4 de edad Eoceno tardío – Oligoceno Temprano y la
secuencia T5 de edad Oligoceno Tardío – Mioceno Temprano que se depositó en una
inundación marina (Paranaud et al., 1995) (Figura 25).
Durante el Oligoceno el gran arco continuó la colisión con el margen pasivo y
empezó a formarse una cuenca foreland al este de Venezuela. En la cuenca de
Maracaibo la sedimentación fluvial estaba regida por el proto-río Maracaibo y fue
desviada por el levantamiento de los Andes Colombianos y el río Orinoco que llevó la
mayoría de los sedimentos fluviales a lo largo del margen este (Díaz de Gamero, 1996;
Escalona et al., 2004 citado por Mann et al., 2006) (Figura 26).
El levantamiento regional del área Maracaibo-Falcón se relaciona a convergencia
con ajuste isostático, lo cual desplazó la posición del borde de la plataforma más al
norte (Guzman y Fisher, 2006 citado por Mann et al., 2006). El levantamiento de la
Sierra de Perijá al oeste de la cuenca de Maracaibo puede ser relacionado a la
subducción somera de la placa caribe y la formación de basamento levantado sobre la
superior placa Sudamericana (Kellogg, 1984; Van der Hilst y Mann, 1994; Taboada et
al., 2000 citado por Mann et al., 2006).
1.3.7. Mioceno Medio – Pleistoceno (Supersecuencia F de Parnaud et al.,
1995)
Este período está marcado por la colisión del Arco de Panamá con la Placa
Sudamericana y el levantamiento de la cadena andina, dando lugar una supersecuencia
de margen activo.
Durante el Mioceno Medio, se dio inicio a un tectonismo compresional de larga
escala en el Macizo de Santander, Los Andes de Mérida y la Serranía de Perijá
(Parnaud et al., 1995) (Figura 29). la Cuenca de Maracaibo fue llenada por un sistema
fluvio-deltaico del paleo-río Maracaibo, drenando de los Andes al Sur de la Cuenca
(Escalona et al., 2004 citado por Mann et al., 2006). Guzmán y Fisher (2006) citado por
Mann et al., 2006, proponen una estrecha conexión del proto-río Maracaibo a un área
marina abierta en la cuenca Maracaibo (Figura 26). Parnaud et al., 1995, sugiere que la
sedimentación marina cambió gradualmente a una paleogeografía de agua dulce hacia
el norte (regresión progradacional).
Eoceno tardío - Oligoceno
Eoceno tardío - Oligoceno
Figura 26. Paleogeografía del Eoceno Tardío – Oligoceno. Leyenda: 1) Posición actual de las napas de Lara; 2) Áreas positivas; 3) Areniscas lacustres a salobres, shales y carbón; 4) Areniscas deltaicas con influencia marina y shales. Tomado de Parnaud, et al., 1995.
En el Mioceno Tardío, colisionó el Arco de Panamá con el borde noroeste de
Suramérica, generando importantes pulsos tectónicos como el levantamiento de los
Andes de Mérida, el cual finalizó en el Plio-Pleistoceno con la convergencia oblicua de
estos dos bloques (Audemard, F.E. y Audemard, F.A., 2002 citado por Henrriques,
1994, Inédito).
En Plioceno temprano, el norte de Sudamérica presentó una apariencia similar a
la de la actualidad (Figura 28). El fallamiento de deslizamiento de rumbo a lo largo de
varios límites de falla, el borde del bloque de Maracaibo y la zona de falla El Pilar,
representa un área marcada por la convergencia de placas en su etapa terminal
(Trenkamp et al., 2002 citado por Mann et al., 2006).
Figura 27. Reconstrucción tectónica del basamento y mapa paleogeográfico del N de SA, durante el Oligoceno. Los números corresponden a la leyenda de la figura 18 y representan los paleoambientes. Tomado de Mann et al., (2006).
Figura 28. Reconstrucción tectónica del basamento y mapa paleogeográfico del N de SA, durante el Mioceno Medio. Los números corresponden a la leyenda de la figura 18 y representan los paleoambientes. Tomado de Mann et al., (2006).
En el occidente venezolano, el final del Neógeno está marcado por una
importante sedimentación molásica, generada por el levantamiento andino. En el área
de Perijá se depositó el Grupo el Fausto y sobre él la Formación La Villa (Figura 29).
Figura 29. Reconstrucción tectónica del basamento y mapa paleogeográfico del N de SA, durante el Plioceno Temprano. Los números corresponden a la leyenda de la figura 18 y representan los paleoambientes. Tomado de Mann et al., (2006).
Mioceno medio - Pleistoceno
Mioceno medio - Pleistoceno
Figura 30. Paleogeografía del Mioceno Medio – Pleistoceno. Leyenda: 1) Posición actual de las napas de Lara; 2) Áreas positivas; 3) Depocentro Molásico; 4) Areniscas lacustres a salobres y shales. Tomado de Parnaud, et al., 1995.
Figura 31. Sedimentación regional de Venezuela durante el Mioceno - Plioceno. Tomado de Yoris F. y Ostos, M., 1997.
Tabla 1. Tabla de eventos Tectonoestratigráficos en la Cuenca Guasare.
Era
Perí
od
o
Ép
oca
Piso Eventos
Plio
cen
o
En el Mioceno tardío, se extendió una actividad compresiva este-oeste y noroseste-sureste relacionada a la colisión del Arco de Panamá con el NW de Sur América, combinada con la subducción de bajo ángulo de la placa Caribe debajo del NW de Sur América, lo que dio lugar a la reactivación e inversión de las estructuras de asociadas al rift jurásico. Se inició la separación de la Cuenca de Maracaibo de la Cuenca Barinas-Apure al cambiar la dirección de compresión a lo largo del borde Norte de la Placa Sudamericana y producirse el levantamiento de los Andes de Mérida y el Macizo de Santander (Audemar, Fe., 1991 en Henriques, 2004). Se depositaron las lutitas, limolitas y areniscas de grano fino del Grupo El Fausto.
Mio
cen
o
Olig
oce
no
Parnaud et al., 1995, definen una supersecuencia vinculada a un margen pasivo, producto de la colisión entre la Placa Caribe y Sudamericana y la consecuente subsidencia compresional de la cuenca. Se inicia el levantamiento de la Serranía de Perijá, lo que determinó el inicio de un nuevo ciclo transgresivo. La colisión de la Placa Caribe con el oeste de Colombia produjo una carga flexural adicional que generó un alto periférico que separó la Cuenca de Maracaibo de la Cuenca Falcón (Ostos y Yoris, 1997), lo que permitió la depositación de sedimentos deltaicos a marinos.
Eoce
no
Venezuela occidental sufrió el efecto de la colisión de la placa de Nazca y el occidente colombiano. Se evidenció una gradación suroeste-noreste de depósitos fluviales a deltaicos y abanicos submarinos, erosión de los sedimentos continentales al sur y suroeste, y un margen pasivo inclinado hacia el norte. En el Paleoceno Medio y Tardío se depositan sedimentos de facies deltaicas-parálicas que dieron lugar a la Formación Paso Diablo en las cuales son características las extensas capas de carbón presentes en la Cuenca de Guasare. En el Eoceno Temprano continúa la regresión, se depositaron las areniscas de la formación Misoa como consecuencia de otro “pulso transgresivo” en un ambiente deltaico a marino somero.
Cen
ozo
ico
Pa
leó
gen
o
Pa
leoce
no
El ciclo Terciario Inferior constituyó una regresión marina producto de la Orogénesis del final del Cretácico, en la cual parte de las regiones Andina y Perijana se convierten en positivas. El Paleoceno Temprano da inicio a un nuevo régimen de sedimentación, ciclo que empezó con la sedimentación de plataforma de la Formación Guasare en un ambiente marino nerítico con influencia deltaica al sur de la Cuenca.
Maastrichtiense Gallando et al., 2002 en Bayona et al. 2008, basado en información sísmica de la parte central del flanco oriental de la SP, proponen un evento compresional , seguido por extensión en el Cretáceo Superior. Se dio inicio a la regresión marina. Hacia el Oeste se depositó la Formación Colón como una sedimentación de pulsos transgresivos (Parnaud et al., 1995). Campaniense
Turoniense
En esta época sucedieron pulsos transgresivos que generaron tres episodios de depositación de la Formación La Luna. En el primer episodio se depositaron cenizas volcánicas (base de la Formación La Luna) lo que sugiere la presencia de un arco volcánico Pacífico al Oeste; luego, la cuenca se profundizó rápidamente de una plataforma continental media a una profundidad batial y las tres secuencias transgresivas culminaron en una superficie de máxima inundación.
Ta
rdío
Cenomanense
Albiense
Tuvo lugar un segundo pulso transgresivo de forma diacrónica de este a oeste, invadió el área de la Serranía de Perijá hacia el Sur. Se depositó la Formación Lisure en un system tract transgresive TST en un ambiente marino de plataforma continental media.
Aptiense
Se dio inicio a la transgresión marina generada por los cambios eustáticos que ocurrieron a nivel mundial y se depositó la Formación Apón (Grupo Cogollo) caracterizada por sedimentos marinos someros con cambios laterales de facies.
Barremiense
Cre
tác
ico
Infe
rio
r
Neocomiense
Se depositan sedimentos continentales en una secuencia de margen pasivo, representados por la deposición de sedimentos de origen fluvial de la Formación Río Negro.
Mes
ozo
ico
Ju
rás
ico
En Venezuela, la rotura o ¨rifting¨ de Pangea indujo el desarrollo de valles de extensión o grábenes con una tendencia noreste, en los que se incluyen los grábenes de los Andes y Perijá, y el ubicado en el Lago de Maracaibo. Todos estos grábenes fueron rellenados durante el Jurásico por sedimentos continentales tipo ¨capas rojas¨, volcánicas de diversa índole y eventualmente clásticos representados en la Formación La Quinta.
CAPÍTULO II
GENERACIÓN DE METANO EN MANTOS DE CARBÓN
La generación de metano durante la maduración o carbonificación de la materia
orgánica está controlada por cuatro factores:
1. Rango del Carbón o Grado de Maduración Térmica
2. Tipo de Carbón o Composición Maceral del Carbón
3. Contenido de Materia Mineral
4. Historia de Enterramiento o Subsidencia de la Cuenca.
2.1 Rango o Grado de Madurez Térmica
La generación de gas natural en los mantos de carbón sucede durante toda la
historia de subsidencia, desde los estados iniciales de formación de turbas, hasta la
formación de carbones antracíticos. La generación inicial de metano se presenta con las
reacciones de fermentación, las cuales son debidas a actividad bacteriana que se
desarrolla una vez todo el oxígeno se ha consumido y el ion sulfato ha sido reducido
(Drever, 1988 citado por Giraldo y otros, 1997). La generación de gas biogénico o
bacteriogénico se presenta en un ambiente anóxico en un rango de temperaturas entre
4 y 55°C y un pH entre 6 y 8 (Wise y Kenvolden, 1993 citado por Giraldo y otros, 1997).
En general, el gas asociado a mantos de carbón es producido a partir de dos
fuentes: Biogénica y Termogénica. El gas biogénico, como se describió anteriormente,
es aquel que se produce a partir de la acción de las bacterias que existen en el carbón,
las cuales son las responsables de la descomposición de la materia orgánica vegetal en
los pantanos y generan principalmente gas metano. Las condiciones adecuadas para
generar grandes cantidades de gas biogénico son: Un ambiente anóxico, bajas
concentraciones de sulfatos, bajas temperaturas, abundante materia orgánica, altos
valores de pH y adecuado espacio (Rice y Claypool, 1981 citado por Cortés y Jiménez,
2007).
El gas biogénico se forma en las etapas iniciales del proceso de carbonificación,
asociado a carbones de bajo rango como los lignitos y carbones
sub-bituminosos (Figura 32) con reflectancias de vitrinitas bajas (Rm <0.5), su
generación y su acumulación se debe a la rápida sedimentación, no obstante, lo
anterior no indica que en estados avanzados del carbón no sea posible la producción de
gas biogénico, cuando el agua fluye en el material genera condiciones favorables para
la acumulación de bacterias y por consiguiente, la generación de gas biogénico. La tasa
con la cual se produce gas metano es manipulada por la temperatura, presión,
presencia de oxígeno y otros factores ambientales.
Figura 32. Generación de Gas en el Carbón. Tomado de Anderson et al, 2003)
Lignito Sub-bituminoso Bituminoso Antracita GrafitoAu
men
to d
el V
olu
men
de
Gas
Aumento del Rango del Carbón
Metano derivado
termalmente
Metano biogénico
Nitrógeno
Dióxido de Carbono
Materia Volátil
eliminada
Lignito Sub-bituminoso Bituminoso Antracita GrafitoAu
men
to d
el V
olu
men
de
Gas
Aumento del Rango del Carbón
Metano derivado
termalmente
Metano biogénico
Nitrógeno
Dióxido de Carbono
Materia Volátil
eliminada
Figura 33. Relación del volumen de gas metano generado y almacenado por gramo según el incremento del rango. Meissner (1984) citado por Rice (1993).
Cuando la temperatura del carbón alcanza cerca de 50°C, debido al
enterramiento y aumento de presión, y con suficiente cantidad de tiempo, la mayoría del
gas biogénico ha sido generado. Para este mismo tiempo, cerca de dos terceras partes
de la humedad ha sido expulsada y el carbón ha alcanzado el rango de subbituminoso.
Con el incremento de la profundidad y la temperatura, los carbones generan y
almacenan grandes volúmenes de metano denominado gas termogénico (Figura 33),
como consecuencia del alto gradiente geotérmico y del excesivo enterramiento, es así
como se genera dióxido de carbono, nitrógeno, metano, propano, butano y agua. En
este momento los carbones adquieren el rango de bituminosos alto en volátiles a una
reflectancia de vitrinita (Rm) superior a 0.6%. La máxima generación de metano en
carbones bituminosos, ocurre a una temperatura de 149°C aproximadamente
(Rightmire, 1984 citado por Cortés y Jiménez, 2007).
El gas termogénico se genera en dos etapas sucesivas (Figura 34): Inicialmente
en un rango de Rm entre 0.8% y 1.7%, el metano se produce por la degradación
térmica del petróleo generado previamente y acumulado en los poros del carbón.
Posteriormente con el incremento de la temperatura, presión y rango del carbón (Rm >
1.7%), tiene lugar generación adicional de metano o gas seco a o partir del kerógeno
presente en el carbón (García-González y otros, 1993 citado por Giraldo y otros, 1997).
Figura 34. Cantidades de gas generado durante la carbonificación (Hunt (1979) citado por por Rice (1993).
La cantidad de volátiles expulsados pueden ser estimados usando la
composición química de los carbones, la cual varía para diferentes tipos de kerógeno
(Juntgen y Karweil, 1966 citado por Cortés y Jiménez, 2007). Usando este análisis se
reconocen cuatro tipos de kerógeno, los cuales son graficados en el diagrama de Van
Krevelen, según los radios atómicos de sus compuestos. Estos cuatro tipos de
kerógeno se relacionan con el mayor contenido de macerales en cada uno de ellos,
liptinita (I-II), vitrinita (III) e inertinita (IV).
2.2. Tipo de Carbón (Composición Maceral)
Los carbones son el producto de la acumulación de restos orgánicos de origen
vegetal, que en petrografía orgánica son denominados macerales, los cuales se
clasifican en tres grupos: Vitrinitas, Liptinitas (Exinitas) e Inertinitas. Las vitrinitas están
constituidas por restos de células vegetales presentes en los tallos (troncos, raíces,
ramas y brotes), las liptinitas corresponden a las partes más resistentes de las plantas,
tejidos vegetales ricos en lípidos (esporas, polen, cutículas de hojas, ceras y resinas) y
las inertinitas están constituidas por tejidos vegetales que han sufrido alteración y
oxidación durante incendios forestales, actividad de hongos y maduración térmica.
Los macerales reflejan la composición básica de las capas de carbón y por lo
tanto contribuyen a determinar el potencial de los yacimientos de Gas Metano Asociado
al Carbón.
Los carbones ricos en liptinita y vitrinita poseen un potencial de generación de
metano superior al de los carbones ricos en inertinita (Figura 35), sin embargo, algunos
autores afirman que la composición maceral de los carbones no es indicativa de la
productividad de metano de un manto de carbón. Esto puede ser explicado por la
migración y expulsión de metano, la cual es controlada por múltiples factores además
de la composición maceral del carbón.
Figura 35. Diagrama de Van Krevelen que ilustra la posición de los diferentes macerales del carbón en el diagrama H/C vs O/C. (Killops y Killops, 1993 en Berbessi, L., 2008)
2.3. Contenido de Materia Mineral
El contenido de material mineral en los carbones, denominado como cenizas,
disminuye el potencial de generación de metano al actuar como diluyentes de la materia
orgánica. Por lo tanto, a mayor contenido de cenizas, menor será su potencial de
generación.
2.4. Historia de Enterramiento (Subsidencia)
El régimen térmico de las cuencas sedimentarias está controlado por la
subsidencia y el ambiente tectónico, el cual imparte un flujo de calor.
La importancia del conocimiento del régimen térmico de la cuenca radica en que
la temperatura controla la maduración del carbón, la cual se expresa en el carbón como
una variación en el rango. Otro factor importante en la maduración y generación de
metano es el tiempo. Estos dos factores son controlados a su vez por la historia de
enterramiento de la cuenca sedimentaria (Giraldo y otros, 1997).
El estudio de la historia de enterramiento es esencial en la identificación de
prospectos de Gas Metano Asociado a Carbón porque permite identificar las áreas
dentro de una cuenca sedimentaria donde el carbón alcance un rango entre 0,5 y 1,6%,
eliminándose así, áreas de enterramiento insuficiente o muy profundas, no óptimas para
su explotación comercial.
2.5. Factores Geológicos que Controlan la Ocurrencia del Gas
La identificación de mantos de carbón con un alto potencial de generación y
acumulación de metano requiere la evaluación de los siguientes parámetros:
Fuente de Generación de Metano
Reservorio, la mayoría de las veces constituidos por los mismos mantos que deben
ser permeables.
Capa sello, la cual generalmente consiste de lutitas en contacto con los mantos de
carbón. Otro mecanismo que impide la fuga o expulsión de gas es la presión
hidrostática en los mantos, los cuales usualmente están saturados de agua y gas.
Trampa, la cual puede ser de tipo estructural, estratigráfica o combinada. En estas
trampas es el flujo hidrodinámico, el principal factor de retención de gas.
Los yacimientos de GAC presentan una profundidad somera, la cual fluctúa entre
200 y 2000 metros. La estructura típica de estos yacimientos es un sinclinal donde se
presentan los mantos de carbón intercalados con areniscas y lutitas. La presión
hidrostática retiene el gas en los mantos, mientras que el agua se infiltra por los flancos
de la estructura (García González, 2001 citado por Cortés y Jiménez, 2007)
2.6. Características de los Gases Asociados a Mantos de Carbón
Para determinar el tipo de gas de un yacimiento, se examina el isótopo δ13C. La
profundidad relativa cambia la composición isotópica de la molécula de gas.
Inicialmente el gas es controlado por el rango, la composición y la
profundidad/temperatura del carbón asociado. Controles posteriores permiten
determinar la composición del gas.
El gas biogénico consiste principalmente de metano. La presencia de gases
pesados con gas biogénico en carbones, marcan el final de la generación de gas
biogénico y el inicio de generación de aceite pesado.
Como se dijo anteriormente, el gas biogénico está restringido a bajas
profundidades y temperaturas menores de 50°C, este puede ocurrir en carbones de
todos los rangos. El gas biogénico presenta una composición isotópica de δ13C en un
rango de -55 a -90 partes por mil. Los gases termogénicos se caracterizan por
presentar hidrocarburos pesados sobre el rango intermedio de carbones bituminosos
altos en volátiles y medios en volátiles (Rm>0.6%) y enriquecimiento del isótopo δ13C
(valores mayores a -55 partes por mil).
Otro factor que afecta la composición de los gases son las bajas profundidades,
en donde los microorganismos pueden actuar. La actividad microbiana, puede afectar
en dos formas la composición de los gases: Mezcla de gas termogénico generado en
estados avanzados con gas biogénico generado por microorganismos, y acción de
bacterias aeróbicas las cuales destruyen los componentes del gas seco, resultando en
un gas rico en metano (Rice y Claypool, 1981 citado por Cortés y Jiménez, 2007).
2.6.1. Composición Química del Gas Asociado a Carbón
El gas asociado a mantos de carbón está constituido por hidrocarburos (C1 a C4)
en proporciones variables (C2+ desde 0 hasta un 70%), CO2 en cantidades desde 0
hasta un 99%, y ocasionalmente pequeños porcentajes de N2, O2, H2 y He
(Clayton,1997 en Berbesi, L., 2008). En la mayoría de los casos, el metano es el
componente principal del gas asociado a carbones de rango bituminoso alto en volátiles
o de rangos superiores, seguido por hidrocarburos de mayor peso molecular y CO2
(Figura 36). En ocasiones se genera H2S en pequeñas cantidades, aunque de manera
similar al CO2, puede ser perdido del carbón debido a su alta solubilidad en agua. El
nitrógeno, por su parte, presenta una alta movilidad y puede escapar del carbón debido
a su pequeño diámetro molecular, volatilidad y poca tendencia a ser sorbido en el
carbón en comparación con el CH4.
Figura 36. Curvas de generación de diferentes gases con respecto a la temperatura en rocas madre sapropélicas y húmicas (Clayton, 1997 en Berbesi, L., 2008)
La proporción relativa de metano con respecto a los hidrocarburos de mayor peso
molecular, o relación C1/C2+, depende de:
El mecanismo de generación de gas (biogénico o termogénico).
La composición elemental de los macerales presentes en el carbón, especialmente
la relación C/H.
El rango del carbón.
Posible retención de hidrocarburos con más de un átomo de carbono en la matriz del
carbón, a bajas etapas de madurez.
El CO2 puede en ocasiones llegar a ser el componente principal del gas asociado a
mantos de carbón. Su presencia en altas concentraciones es frecuentemente asociada
con explosiones en minas de carbón subterráneas, y disminuye el valor del gas
asociado a carbón como recurso energético (Berbesi, L., 2008).
Algunas fuentes de CO2 en este tipo de depósito son:
Reacciones de descarboxilación del kerógeno y materia orgánica soluble durante el
soterramiento del carbón.
Reacciones minerales tales como descomposición térmica, disolución de carbonatos
u otras reacciones metamórficas.
Oxidación bacteriana de la materia orgánica.
Fuentes situadas a profundidad tales como cámaras magmáticas.
CAPÍTULO III
PARÁMETROS GEOQUÍMICOS UTILIZADOS EN ESTE ESTUDIO
El carbón no es una sustancia homogénea, sino que está constituido por varios
componentes microscópicos de origen orgánico a los cuales se les denomina
"Macerales", en analogía al término de "Minerales" empleado para designar los
componentes microscópicos de las rocas inorgánicas (Bustin 1985, Stach’s, 1982 citado
por Blandon, A. y Rey, I., 2007).
Diferentes estudios petrológicos y geoquímicos han mostrado algunas
consideraciones acerca del potencial generador de hidrocarburos en carbones:
El maceral exsudatinita en carbones muestra que sustancias líquidas semejantes al
petróleo pueden ser liberadas por fracturas y poros de inertinitas (Teichmüller y
Teichmüller, 1975; MacGregor y Mackenzie, 1987; García-Gonzáles et al., 1997
citado por Arango, F., 2008).
El maceral micrinita está relacionado a la generación de hidrocarburos de sustancias
ricas en hidrógeno en el curso de la carbonificación natural (Van Gijzel, 1982,
Teichmüller, 1989; Petersen et al., 1996 citado por Arango, F., 2008).
La ocurrencia de bituminita en un porcentaje mayor del 10% es claramente un
indicativo de roca fuente de petróleo (Powell et al., 1982 citado por Arango, F.,
2008).
El maceral resinita puede generar aceite y condensados a bajos niveles de madurez
térmica. Esto es visto en la cuenca Beaufort-Mackenzie en Canadá (Snowdon y
Powell, 1982, Snowdon, 1991 citado por Arango, F., 2008).
Macerales liptiníticos tales como suberinita, cutinita y esporinita también han sido
propuestos como importantes para la generación de hidrocarburos en carbones
(Khorasani, 1989, Mukhopadhyay, et al., 1991, Snowdon, 1991 citado por Arango,
F., 2008). En general los contenidos de liptinita por encima
Del 15% son característicos de carbones con potencial para liberar aceite y gas
durante la carbonificación (Hunt, 1991).
Las vitrinitas ‘perhidros’ en carbones son capaces de expulsar hidrocarburos líquidos
en condiciones naturales (Killops et al., 1994, 1998; Newman et al., 1997; Sykes y
Snowdon, 2002; Wilkins y Georges, 2002 citado por Arango, F., 2008).
Carbones ricos en hidrógeno pueden expulsar gas y aceite en cantidades
comerciales (Sykes y Snowdon, 2002). Por ejemplo en la pirolisis Rock –Eval
índices de hidrógeno (IH) de 200- 300 genera gas y aceite e IH> 300 indica un
carbón generador de aceite (Arango, F., 2008).
La asociación de macerales detríticos tales como liptodetrinita, colodetrinita e
inertodetrinita junto con los minerales influyen en la migración de aceite dentro y
fuera del carbón (Mukhopadhyay et al., 1991; Stout, 1994 citado por Arango, F.,
2008).
La materia orgánica sedimentaria se estudia acudiendo a varios parámetros de la
Geoquímica, Petrografía Orgánica y Palinología (Ercegovac, M. y Kostic, A., 2006).
Para evaluar el potencial generador del manto 4MO, se utilizarán en el presente
estudio:
Petrografía Orgánica – Análisis Maceral: El término maceral se refiere a
componentes de materia orgánica que se reconocen microscópicamente
(especialmente luz reflejada) bajo las propiedades de reflectancia, color, forma y
dureza (Taylor et al., 1998). Éstos se asocian en tres grupos principales: liptinitas,
vitrinitas e inertinitas. Comúnmente distinguidos con mayor potencial generador de
hidrocarburos del primero (liptinitas) al último (inertinitas) respectivamente. Los
contenidos y tipos de liptinitas son claves indicadores de rocas fuentes (Hunt, 1991).
Las vitrinitas como detrovitrinitas y vitrinitas ‘perhidros’ son reconocidas por
diferentes autores como pruebas orgánicas del potencial generador de petróleo en
carbones (Killops et al., 1994; Petersen et al., 1998; Wilkins y Georges, 2002 citado
por Arango, F., 2008).
Palinofacies: La asociación de diferentes tipos de kerógeno en una roca, también
se conoce con el nombre de palinofacies, ya que estos componentes no sólo
representan características del potencial generador de hidrocarburos sino también el
conjunto de condiciones ambientales bajo el cual se formaron (Tyson, 1995). El
término palinofacies fue introducido por Combaz, 1964 para describir los
componentes orgánicos vistos al microscopio. Tyson (1995) citado por Carvalho et
al. (2006) definió el kerógeno como la materia orgánica residual aislada de una roca
sedimentaria después de su completa disolución con ácidos (HCl y HF). Esto
permite la identificación de palinomorfos, fragmentos de plantas y material amorfo,
así como la abundancia relativa, tamaño y estado de preservación de los
componentes palinológicos.
Pirólisis Rock – Eval y COT: La pirólisis Rock – Eval es un procedimiento analítico
que permite rápidamente y a partir de una pequeña cantidad de muestra de roca,
evaluar los diferentes tipos de materia orgánica, grado de evolución térmica y
potencial generador de hidrocarburos. El método implica el calentamiento de la
muestra en un horno en atmósfera inerte, a una rata aproximada de 25ºC/min hasta
alcanzar 550 ºC. Paralelamente, los productos que se obtienen durante el proceso
van siendo medidos. El COT o Carbono Orgánico Total describe la cantidad de
carbono orgánico en una muestra de roca e incluye tanto el kerógeno como el
bitumen.
3.1. Materiales y Métodos
En el presente estudio se realizaron análisis próximos, Pirólisis Rock – Eval,
Petrografía Orgánica y Palinofacies a una muestra del manto 4MO, el cual es el objetivo
principal debido a que alcanza profundidades mayores a 300 metros, con un espesor
variable entre 9,1 y 13,95 metros.
3.1.1. Preparación de Secciones Pulidas para Análisis Petrográficos
El proceso de preparación de muestras está precedido por las siguientes operaciones:
Reducción de partículas.
Mezcla para alcanzar una homogeneidad y una división de la masa en dos o más
partes (cuarteo y división).
Obtención del granulado de carbón en malla 20.
A continuación se toma un tubo de 1 pulgada y se corta en rebanadas de 1 cm de
espesor (Figura 37 - izquierda). Con un cuchillo o navaja se quita la rebaba, luego se
pule con una pulidora de bomba de vacío (Figura 37 – derecha). Con cinta de
enmascarar se cubre dos veces una cara del tubo (Figura 38).
Figura 37. (izq.) Corte de 1cm de un tubo de 1 pulgada. (der.) Se pule el tubo para quitar la rebaba.
Figura 38. Se cubre una cara de la rebanada de tubo de 1 pulgada con cinta de enmascarar.
Luego se marca la muestra, se agregan aproximadamente 5 gramos de resina
epóxica en el recipiente elaborado y de 8 a 10 gotas de acelerante (peróxido). Se
homogeniza la mezcla hasta que cambia de color. Se toma la muestra de carbón
pasante malla 20, se agita y se agrega aproximadamente 5 gramos de la muestra a la
mezcla con la resina. Se dan golpes para eliminar las burbujas y se deja secar por 10
minutos (Figura 39). Luego se marca y se cubre con resina.
Figura 39. Preparación de la muestra. Mezcla de 5 gr. de carbón pasante malla 20 con resina epóxica y acelerante.
El siguiente paso consiste en pulir la muestra por ambas caras en una pulidora
de bomba de vacío. Luego se pule con una lija 1500 por 5 minutos (Figura 40 -
izquierda). A continuación se pasa por una pulidora de carbones Mecapol 2B PRESI,
(Figura 40 – derecha) de la siguiente forma: Se utiliza un paño de 1 micra con abrasivo
de alúmina de 1 micra + agua por 5 minutos. Se repite el mismo procedimiento con un
paño de 0.5 micras con abrasivo de alúmina de 0.5 micras + agua por 5 minutos. De
igual forma con un paño de 0.05 micras con abrasivo de alúmina de 0.05 micras + agua
por 5 minutos.
Con lo anterior se obtiene la sección pulida lista para la descripción en el
microscopio de luz blanca y fluorescente (Figura 41).
Figura 40. (izq.) Se pule la muestra con una lija 1500. (der.) Se pule la muestra con
una pulidora de carbones marca Mecapol 2B PRESI.
Figura 41. Microscopio Laborlux 11 Pol -Leitz equipado con fuentes de luz blanca y luz UV.
3.1.2. Preparación de Secciones Delgadas para Análisis de Palinofacies
La primera parte del proceso consiste en la preparación de una solución de 1 gr.
cloruro de potasio en 5 ml. de agua y 15 ml. de ácido nítrico. A la preparación se le
agregó 1 cc de muestra de carbón (pasante malla 60), se mezcló y se dejó reposar por
5 días en un vaso de precipitados.
Se tomó la muestra de carbón en un tubo de ensayo con una solución de ácido
nítrico y se centrifuga por 3 minutos, luego se repite el procedimiento pero esta vez con
pirofosfato de sodio disuelto en hidróxido de sodio. Se repite el procedimiento pero esta
vez en una solución de amoniaco con agua destilada hasta que el sedimento queda
traslúcido (Figura 42).
Se procedió con la siguiente fase del montaje de las muestras de palinofacies el
cual consiste en el lavado del sedimento de carbón sobre una malla de 10 micras (la
cual debe estar limpia – se lava con jabón alcalino), con el fin de extraer el amoniaco
(Figura 43).
Figura 42. A la derecha se observan las soluciones de ácido nítrico, pirofosfato de sodio y amoniaco. A la izquierda las muestras en la centrifugadora.
Figura 43. (Izq.) Malla de 10 micras. (Der.) Proceso de separación y lavado del carbón. El proceso continúa con la centrifugación (300 rev/ 2min) y decantación de la
muestra (sedimento de carbón) en agua destilada (Figura 44). Luego se agrega etanol
al sedimento hasta completar 7 mililitros aproximadamente y se deja reposar por 30
minutos, luego se centrifuga a 300 revoluciones por 2 minutos, se extrae la muestra
para dejarla en etanol y xileno para su conservación (Figura 45).
Figura 44. (Izq.) Centrifugación de la muestra. (Der.) Separación manual del agua - sedimento para su extracción.
Figura 45. (Izq.) Separación del sedimento. (Der.) Conservación de la muestra en xileno.
Por último, se realiza el montaje en una placa de vidrio, la cual debe estar limpia.
Se coloca una milésima de muestra mezclada con un poco de etanol y se dispersa
sobre la placa. Se agrega una gota de resina Eukitt, se mezla y se sacan las burbujas,
luego se coloca un portaobjetos y se deja secar por unas horas (Figura 46).
Figura 46. Secciones preparadas de palinofacies.
3.1.3. Pirólisis Rock-Eval y Contenido Orgánico Total
Para este procedimiento se utilizan 20 mg de carbón en un equipo Rock-Eval VI
(Figura 47). La pirólisis es un proceso de simulación en el cual una muestra de roca es
sometida a altas temperaturas en un horno en atmósfera inerte, a una rata aproximada
de 25ºC/min hasta alcanzar 550 ºC. Paralelamente, los productos que se obtienen
durante el proceso van siendo medidos.
Varios parámetros se derivan de este método:
S1 (mg HC/g roca): Corresponde a la medida de los hidrocarburos libres que
pueden ser volatilizados fuera de la roca a temperaturas menores de 200 ºC, sin
craquear el Kerógeno. S1 se incrementa con madurez térmica a expensas de S2.
Figura 47. Rock-Eval VI – Turbo Vinci Tecnologies. Instituto Colombiano del Petróleo.
Figura 48. Esquema que muestra los resultados analíticos de la pirólisis. Tomado de Mora, C., 2007.
S2 (mg HC/g roca): Corresponde a los hidrocarburos producidos durante el
calentamiento por craqueo del Kerógeno y representa el potencial actual de una
roca para generar petróleo. Esta es una medida más realista del potencial generador
de una roca que el % COT, ya que el primero incluye carbón que puede no tener
potencial generador.
S3 (mg CO2/ g roca): Corresponde a una medida del CO2 producido durante la
pirólisis. Esto al igual que los parámetros anteriores depende del tipo de materia
orgánica y el grado de evolución térmica.
POTENCIAL GENETICO (S1+S2): Es una medida del potencial genético o de la
cantidad total de hidrocarburos que pueden ser generados por una roca.
INDICE DE PRODUCCION (IP=S1/S1+S2): Es una medida del avance de la
generación en una roca generadora. Para rocas de grano fino, normalmente
aumenta con la profundidad en la medida en que los compuestos del Kerógeno (S2)
son convertidos en HC libres (S1).
TEMPERATURA MÁXIMA (Tmáx): Corresponde a la temperatura del horno (ºC) en
el momento de la generación máxima durante el análisis (S2). Se considera una
medida de la madurez térmica del Kerógeno y normalmente está controlada por el
tipo de materia orgánica. En general rocas generadoras inmaduras presentan
valores de Tmax <435 º C, rocas en estado de madurez temprana valores entre 435
- 445 ºC, rocas en pico de Generación entre 445 - 450 ºC, rocas en el final de la
ventana de aceite 450 - 470 ºC y rocas sobremaduras > 470 ºC.
Figura 49. Relación del pico S2 con la Tmáx durante la pirólisis. Tomado de Mora, C., 2007.
INDICE DE HIDRÓGENO [IH = (S2/COT) x 100, mgHC/gCOT]: Es un indicador de
la cantidad de hidrógeno disponible en el Kerógeno. Altos valores del IH indican alto
potencial generador para hidrocarburos líquidos.
INDICE DE OXÍGENO [IO = (S3/COT) x 100, mg CO2/gCOT]: Es un indicador de la
cantidad de oxígeno presente en el Kerógeno. En general rocas con altos valores de
IO y bajos de IH tienen poco potencial de hidrocarburos líquidos.
Peters (1986), infiere que el Rock-Eval sobreestima el potencial generador de
hidrocarburos en algunos carbones y sugiere que éste se determina mejor con análisis
elemental y petrografía. Por otra parte, Boudou et al., (1994) citado por Arango (2007)
sugiere que para carbones de bajo rango (<0.5% Rr) el índice de hidrógeno es
subestimado debido a una supresión de grupos oxigeno de la señal del FID durante el
análisis Rock-Eval.
Figura 50. Diagrama tipo Van Krevelen que muestra el tipo de Kerógeno.
COT o Carbono Orgánico Total describe la cantidad de carbono orgánico
medida en porcentaje en una muestra de roca e incluye tanto el Kerógeno como el
bitúmen. Para este procedimiento primero se acidifican 50 mg de la muestra con ácido
clorhídrico primero frío y luego caliente con el fin de eliminar totalmente los residuos de
materia inorgánica que no hayan reaccionado con el ácido frío. Se seca la muestra
acidificada en un horno a 40°C por ocho (8) horas. A continuación se homogeniza la
muestra y se adiciona una medida de catalizador de hierro y una medida de analizador
de cobre. Por último se procede a la determinación del COT con un determinador de
carbono marca LECO C-230 (Figura 51).
0
100
200
300
400
500
600
700
800
900
0 50 100 150
IND
ICE
DE
HID
RO
GE
NO
(m
g H
C /
g T
OC
)
INDICE DE OXIGENO (mg CO2 / g TOC)
Diagrama de Van Krevelen
Tipo II
Tipo III
Tipo I
Figura 51. Determinador de Carbono LECO C-230. Instituto Colombiano del Petróleo.
CAPÍTULO IV
MODELO GEOLÓGICO
4.1. Selección del Área de Estudio
Los criterios que se tuvieron en cuenta para seleccionar el área de estudio son los
siguientes:
Grandes espesores (mayores a 7 metros).
Mayores profundidades (superior a 300 metros de profundidad).
Suficiente información.
Presencia de roca sello.
Presencia de estructuras “posibles trampas”.
4.2. Localización del Área de Estudio
De acuerdo a los criterios expuestos anteriormente, se eligió el área delimitada
por los vértices A, B, C, D y encerrada por las siguientes coordenadas, ubicada en el
sector Sur de la Mina Paso Diablo (tabla 2):
Tabla 2. Coordenadas de los vértices del área de estudio.
Vértice COORDENADA N COORDENADA E
A 1.219.000 796.740
B 1.219.000 798.000
C 1.218.000 796.740
D 1.218.000 798.000
De acuerdo a los factores antes mencionados, en el área de estudio (Figura 52)
se decidió modelar el manto MOE (Manto Objeto de Estudio) el cual alcanza
profundidades mayores a 300 metros al Este del área.
Figura 52. Localización del área de estudio en la cual se seleccionó el manto MOE, el cual supera los 300 metros de profundidad.
4.3. Modelo Geológico
Para la realización del modelo geológico se utilizó el programa SURPAC-MINEX 6.1.2.
de la casa comercial GEMCOM SOFTWARE International Inc. Los datos de entrada del
programa (tabla 3) fueron suministrados por la mina y se enuncian a continuación:
Coordenadas de los diferentes sitios de perforación
Profundidades a las que se encontró el manto (tope y base)
Estructuras (fallas)
ÁREA MOE
Tabla 3. Datos de entrada iniciales para la generación del modelo geológico del manto MOE. Los pozos MOE-12 y MOE-13 se encuentran fuera del área pero muy cerca a ella por lo tanto se utilizaron como datos de control.
POZO TESIS
PROFUNDIDAD
ESPESOR TOPE BASE
MOE-1 118,05 129,75 11,7
MOE-2 320,1 329,75 9,65
MOE-3 117,3 129,4 12,1
MOE-4 89,9 102,3 12,4
MOE-5 110,5 119,6 9,1
MOE-6 321,35 331 9,65
MOE-7 123,65 132,85 9,2
MOE-8 134,4 148,35 13,95
MOE-9 226,75 236,2 9,45
MOE-10 220,4 230,9 10,5
MOE-11 112,55 121,95 9,4
MOE-12 89 97,45 8,45
MOE-13 251,05 255,95 4,9
En el área de estudio aflora la Formación Marcelina la cual está constituida en el
área de estudio por limolitas y limolitas arcillosas grises en varias tonalidades, areniscas
silíceas y calcáreas, clinker (también llamada roca quemada) y mantos de carbón desde
0,4 hasta 14 metros de espesor.
Para un mejor entendimiento de la geología local del área de estudio se presenta
una descripción de tres (3) columnas estratigráficas representativas correspondiente a
los pozos (MOE-1, MOE-2 y MOE-10) las cuales se incluyen a continuación (tablas 4, 5
y 6):
Tabla 4. Descripción de la columna estratigráfica del Pozo MOE-1 y profundidad del manto MOE.
|
ID TECHO BASE LITOLOGÍA DESCRIPCIÓN LITOLÓGICA
MOE-1 0 3,75 LimolitaMaterial limolítico, quemado, de color
rojizo a marrón oscuro.
MOE-1 3,75 6,75 LimolitaMaterial limolítico, quemado, de color
rojizo ladrillo con restos de calcita.
MOE-1 6,75 12,75 LimoarenitaMaterial limoarenoso quemado, de
color marrón oscuro.
MOE-1 12,75 15,75 Arenas
Material arenoso, quemado de color
rojizo a beige claro con restos de
calcita.
MOE-1 15,75 24,75 Limolita
Material limolítico, quemado, de color
marrón oscuro y arcilloso con tonos
amarillo claro hacia la base.
MOE-1 24,75 27,75 LimolitaMaterial limolítico, quemado, de color
marrón oscuro, arenoso hacia la base.
MOE-1 27,75 39,75 ArenasMaterial arenoso, quemado de color
beige oscuro con restos de calcita.
MOE-1 39,75 48,75 LimolitaMaterial limolítico, quemado, de color
marrón oscuro, arcilloso hacia la base.
MOE-1 48,75 54,75 ArenasMaterial arenoso, quemado de color
marrón a beige, arcilloso hacia el tope.
MOE-1 54,75 60,75 Limolita
Material limolítico, quemado, de color
beige a marrón claro, con restos de
calcita.
MOE-1 60,75 66,75 LimolitaMaterial limolítico, quemado, de color
marrón oscuro.
MOE-1 66,75 67,1 Sin recuperación Sin recuperación
MOE-1 67,1 73,35 Limolita
Limolita gris oscura a negra con restos
vegetales y delgados lentes de
areniscas hacia el tope.
MOE-1 73,35 73,45 Carbón Lente Carbón, mate.
MOE-1 73,45 77,9 LimolitaLimolita gris oscura a negra con
algunos niveles dolomitizados.
MOE-1 77,9 82,55Arenisca con
Limolita lenticular
Arenisca gris clara de grano medio con
lentes de limolita en toda la capa.
MOE-1 82,55 83,6 Carbón Carbón, mate.
MOE-1 83,6 90,4Limolita con
Arenisca lenticular
Limolita de color gris oscuro con lentes
de arenisca, niveles dolomitizados y
bioturbaciones del centro al tope.
MOE-1 90,4 94,1Arenisca con
Limolita lenticular
Arenisca de grano medio con lentes de
limolita al tope de la capa y niveles
dolomitizados en toda la sección.
MOE-1 94,1 101,2Limolita con
Arenisca lenticular
Limolita gris oscuro con lentes de
arenisca y niveles dolomitizados.
MOE-1 101,2 113,1 Limolita
Limolita de color gris oscuro a negro
con abundantes fósiles, algunos
niveles dolomitizados, restos vegetales
en la base y esporádicos lentes de
arenisca.
MOE-1 113,1 116,75Arenisca con
Limolita lenticular
Arenisca de color gris medio, de grano
fino y lentes de limolita en toda la
capa.
MOE-1 116,75 117,75 Carbón
Carbón, brillante, relleno de mineral de
calcita en las fracturas, ligero olor
fétido.
MOE-1 117,75 118,05 LimolitaLimolita carbonosa de color gris
oscuro.
MOE-1 118,05 129,75 MOECarbón, brillo metálico, olor fétido,
relleno de calcita en las fracturas.
MOE-1 129,75 130,55Limolita con
Arenisca lenticular
Limolita de color gris oscuro con lentes
de arenisca.
Tabla 5. Descripción de la columna estratigráfica del Pozo MOE-2 y profundidad del manto MOE.
ID TECHO BASE LITOLOGÍA DESCRIPCIÓN LITOLÓGICA
MOE-2 0 12,55Material areno-
limoso
Clástico areno-limoso gris a
marrón. Suelo y roca quemada.
MOE-2 12,55 27,95 Roca quemada Roca Quemada.
MOE-2 27,95 36,5Arenisca silícea de
grano fino
Arenisca silícea de grano fino
localmente calcárea
MOE-2 36,5 58,6Arenisca silícea de
grano medio
Arenisca silícea de grano medio
con textura "sal y pimienta",
estratificación turbidítica y lentes
dolomitizados, localmente
calcárea.
MOE-2 58,6 59,1 Limolita arcillosa Limolita carbonosa
MOE-2 59,1 59,9 Carbón
MOE-2 59,9 79,1 LimolitaLimolita carbonosa con trazas de
arenisca y restos vegetales
MOE-2 79,1 80,2 Limolita y areniscaLimolita interestratificada con
arenisca
MOE-2 80,2 82,9 Arenisca silícea
Arenisca silícea con trazas de
limolita, niveles dolomitizados,
restos vegetales y diseminación
de pirita
MOE-2 82,9 84,05 LimolitaLimolita carbonosa con trazas de
arenisca y restos vegetales
MOE-2 84,05 86,8 Carbón
MOE-2 86,8 87,2 Limolita carbonosa Limolita carbonosa
MOE-2 87,2 88,65Arenisca silícea de
grano medio
Arenisca silícea de grano medio
con textura "sal y pimienta",
estratificación turbidítica y lentes
dolomitizados.
MOE-2 88,65 92 Limolita arenáceaLimolita arenácea con muscovita
y restos de pirita
MOE-2 92 97,55 Arenisca y limolitaArenisca interestratificada con
limolita
MOE-2 97,55 106,9Arenisca silícea de
grano medio
Arenisca silícea de grano medio
con textura "sal y pimienta" y
trazas de limolita.
MOE-2 106,9 120,1 Limolita
Limolita carbonosa con trazas de
arenisca, muscovita, pirita y
niveles dolomitizados
MOE-2 120,1 133,1 Limolita y arenisca
Limolita interestratificada con
arenisca con restos vegetales y
niveles dolomitizados
MOE-2 133,1 133,75 Carbón
MOE-2 133,75 136,8 Limolita arenáceaLimolita arenácea con muscovita
y niveles dolomitizados
MOE-2 136,8 139,4Arenisca silícea de
grano medio
Arenisca silícea de grano medio
con textura "sal y pimienta",
trazas de limolita y niveles
dolomitizados.
MOE-2 139,4 145,85 Arenisca y limolitaArenisca interestratificada con
limolita con niveles dolomitizados
MOE-2 145,85 158,9Arenisca silícea de
grano medio
Arenisca silícea de grano medio
con textura "sal y pimienta",
estratificación turbidítica y lentes
dolomitizados.
MOE-2 158,9 160,85 LimolitaLimolita carbonosa con restos
vegetales y niveles dolomitizados
MOE-2 160,85 161,3 Carbón
MOE-2 161,3 169,4 Limolita
Limolita carbonosa con restos
vegetales, trazas de arenisca y
niveles dolomitizados
MOE-2 169,4 172,75 Arenisca y limolita
Arenisca interestratificada con
limolita con niveles dolomitizados
y recristalización de calcita
MOE-2 172,75 175,4 LimolitaLimolita con trazas de arenisca y
niveles dolomitizados
MOE-2 175,4 178,1 Limolita arenáceaLimolita arenácea con muscovita
y recristalización de calcita
ID TECHO BASE LITOLOGÍA DESCRIPCIÓN LITOLÓGICA
MOE-2 178,1 182,8 Limolita y arenisca
Limolita interestratificada con
arenisca con muscovita y niveles
dolomitizados
MOE-2 182,8 184 LimolitaLimolita carbonosa con restos
vegetales y muscovita
MOE-2 184 185,2 Carbón
MOE-2 185,2 186,5 LimolitaLimolita con trazas de arenisca y
muscovita
MOE-2 186,5 191,4 Limolita y arenisca
Limolita interestratificada con
arenisca con muscovita y niveles
dolomitizados
MOE-2 191,4 192,55 Arenisca silíceaArenisca silícea con trazas de
limolita y niveles dolomitizados.
MOE-2 192,55 193,3 LimolitaLimolita carbonosa con trazas de
arenisca y muscovita
MOE-2 193,3 195,2 Arenisca y limolita
Arenisca interestratificada con
limolita con niveles dolomitizados
y muscovita
MOE-2 195,2 197,8 Limolita
Limolita con trazas de arenisca,
niveles dolomitizados, muscovita
y pirita.
MOE-2 197,8 201,65 Carbón
MOE-2 201,65 201,8 Limolita Limolita carbonosa
MOE-2 201,8 202,8 Arenisca y limolitaArenisca interestratificada con
limolita
MOE-2 202,8 203,05 Limolita y areniscaLimolita interestratificada con
arenisca
MOE-2 203,05 203,45Arenisca sílicea de
grano finoArenisca sílicea de grano fino
MOE-2 203,45 204,5 Limolita y areniscaLimolita interestratificada con
arenisca
MOE-2 204,5 205,8 Arenisca calcárea Arenisca calcárea
MOE-2 205,8 208 Arenisca y limolitaArenisca interestratificada con
limolita
MOE-2 208 208,4 Arenisca calcárea Arenisca calcárea
MOE-2 208,4 212,4 Arenisca y limolitaArenisca interestratificada con
limolita
MOE-2 212,4 213,5 Limolita Limolita carbonosa
MOE-2 213,5 214,1 Arenisca calcárea Arenisca calcárea
MOE-2 214,1 216 Limolita y areniscaLimolita interestratificada con
arenisca
MOE-2 216 217,6 Arenisca y limolitaArenisca interestratificada con
limolita
MOE-2 217,6 218,7 Limolita Limolita carbonosa
MOE-2 218,7 225,9 Limolita y arenisca
Limolita interestratificada con
arenisca con muscovita y niveles
dolomitizados
MOE-2 225,9 233,2 Carbón
MOE-2 233,2 235,35 LimolitaLimolita carbonosa con restos
vegetales y muscovita
MOE-2 235,35 236 Arenisca y limolitaArenisca interestratificada con
limolita
MOE-2 236 241,8 Limolita
Limolita carbonosa con trazas de
arenisca, calcita, restos vegetales
y muscovita
MOE-2 241,8 242,75 Carbón
MOE-2 242,75 246 Limolita
Limolita carbonosa con trazas de
arenisca, restos vegetales y
muscovita
MOE-2 246 247,15 Arenisca silícea
Arenisca silícea con trazas de
limolita y niveles dolomitizados,
localmente calcáreo.
ID TECHO BASE LITOLOGÍA DESCRIPCIÓN LITOLÓGICA
MOE-2 247,15 248,6 Arenisca y limolitaArenisca interestratificada con
limolita
MOE-2 248,6 252,4 Arenisca silícea
Arenisca silícea con trazas de
limolita, niveles dolomitizados y
estratificación turbidítica
MOE-2 252,4 252,95 LimolitaLimolita con trazas de arenisca,
muscovita y niveles dolomitizados
MOE-2 252,95 255,4 Arenisca silíceaArenisca silícea con trazas de
limolita y niveles dolomitizados
MOE-2 255,4 258,2 LimolitaLimolita con trazas de arenisca,
muscovita y niveles dolomitizados
MOE-2 258,2 259,7 Arenisca silíceaArenisca silícea con trazas de
limolita y niveles dolomitizados
MOE-2 259,7 262,1 Limolita
Limolita carbonosa con trazas de
arenisca, muscovita y niveles
dolomitizados
MOE-2 262,1 268,5 Carbón
MOE-2 268,5 271,75 Limolita
Limolita carbonosa con trazas de
arenisca, muscovita y niveles
dolomitizados
MOE-2 271,75 272,15 Carbón
MOE-2 272,15 277,5 LimolitaLimolita carbonosa con muscovita
y niveles dolomitizados
MOE-2 277,5 279,2 Arenisca calcárea Arenisca calcárea
MOE-2 279,2 279,7 LimolitaLimolita carbonosa con trazas de
arenisca y niveles dolomitizados
MOE-2 279,7 281,8 Carbón
MOE-2 281,8 283 LimolitaLimolita con trazas de arenisca,
muscovita y niveles dolomitizados
MOE-2 283 284,05 Arenisca y limolitaArenisca interestratificada con
limolita
MOE-2 284,05 287,3 LimolitaLimolita con trazas de arenisca,
muscovita y niveles dolomitizados
MOE-2 287,3 287,8 Arenisca y limolitaArenisca interestratificada con
limolita
MOE-2 287,8 288,7 Limolita y arenisca
Limolita interestratificada con
arenisca con muscovita y niveles
dolomitizados
MOE-2 288,7 289,5 Limolita con fósilesLimolita con trazas de arenisca,
muscovita y fósiles
MOE-2 289,5 291,2 Arenisca y limolitaArenisca interestratificada con
limolita
MOE-2 291,2 297,15 Limolita con fósiles
Limolita carbonosa con trazas de
arenisca, muscovita, fósiles y
niveles dolomitizados
MOE-2 297,15 298,15 Carbón
MOE-2 298,15 305,3 LimolitaLimolita con trazas de arenisca,
muscovita y restos vegetales
MOE-2 305,3 309,8 Arenisca silícea
Arenisca silícea con trazas de
limolita, niveles dolomitizados y
estratificación turbidítica
MOE-2 309,8 320,2 LimolitaLimolita carbonosa con muscovita
y niveles dolomitizados
MOE-2 320,2 329,65 MOE
MOE-2 329,65 330,5 LimolitaLimolita con trazas de arenisca,
muscovita y niveles dolomitizados
MOE-2 330,5 331,4 Arenisca silíceaArenisca silícea con trazas de
limolita
Tabla 6. Descripción de la columna estratigráfica del Pozo MOE-10 y profundidad del manto MOE.
ID TECHO BASE LITOLOGÍA DESCRIPCIÓN LITOLÓGICA
MOE-10 0 3,8Material limo-
arcilloso
Material limolítico quemado color marrón
oscuro.
MOE-10 3,8 9,4Material limo-
arenoso
Material limo-arenoso quemado color
amarillo a marrón oscuro.
MOE-10 9,4 11,25 Limolita y areniscaLimolita intercalada con arenisca de grano
medio con lentes de limolita.
MOE-10 11,25 12,85 Carbón
MOE-10 12,85 20,85 Limolita con dolom Limolita con niveles dolomitizados
MOE-10 20,85 22,5 Carbón
MOE-10 22,5 76,7Limolita lenticular y
arenisca lenticular
Limolita con lentes de arenisca intercalada
con arenisca de grano fino (tope) a grueso
(base) con lentes de limolita. Presencia de
restos vegetales, niveles dolomitizados y
bioturbación.
MOE-10 76,7 79,6 sin recuperación
MOE-10 79,6 90,45
Limolita interc con
arenisca, con restos
veg y dolom
Limolita intercalada con areniscas de
grano fino, restos vegetales, niveles
dolomitizados y bioturbación.
MOE-10 90,45 94,6 Carbón
MOE-10 94,6 96,55Limolitacon lentes de
arenisca
Limolita gris oscura a negra con lentes de
arenisca
MOE-10 96,55 108,1 Arenisca fosilíferaArenisca de grano fino a medio, fosilífera,
algo calcárea.
MOE-10 108,1 109,45Limolitacon lentes de
arenisca
Limolita gris oscura con lentes de arenisca
y bioturbación
MOE-10 109,45 113,9Arenisca con biot y
dolom
Arenisca gris oscura con bioturbación y
dolomitización.
MOE-10 113,9 121 Carbón
MOE-10 121 132
Limolita interc con
arenisca, con restos
veg y dolom
Limolita con restos vegetales y
dolomitización, intercalada con arenisca
de grano fino con bioturbación.
MOE-10 132 132,85 Carbón
MOE-10 132,85 149
Arenisca y limolita
con lentes de
arenisca
Arenisca de grano fino y limolita con
lentes de arenisca, con algunos niveles
dolomitizados
MOE-10 149 153,85 Carbón
MOE-10 153,85 154,9 Limolita carbonosa Limolita carbonosa
MOE-10 154,9 155,6 Carbón
MOE-10 155,6 159,85Arenisca con lentes
de limolita
Arenisca de grano fino con lentes de
limolita y niveles dolomitizados
MOE-10 159,85 160,5 Carbón
MOE-10 160,5 170,5Limolita lenticular y
arenisca lenticular
Limolita con lentes de arenisca intecalada
con arenisca con lentes de limolita, niveles
dolomitizados y fósiles en la base
MOE-10 170,5 172,6 Carbón
MOE-10 172,6 181,5 Limolita fosilíferaLimolita gris oscura con fósiles y lentes de
arenisca en la base
MOE-10 181,5 186,35 Arenisca fosilífera
Arenisca de grano fino a medio, fosilífera,
con lentes de limolita y niveles
dolomitizados
MOE-10 186,35 188,5 Limolita fosilíferaLimolita gris oscura con fósiles y
carbonosa a la base
MOE-10 188,5 190,05 Carbón
MOE-10 190,05 200
Arenisca de grano
medio a grueso con
lentes de limolita
Arenisca de grano medio a grueso con
lentes de limolita, restos vegetales y
bioturbación
MOE-10 200 210,1Limolita con lentes
de arenisca
Limolita con lentes de areniscas, restos
vegetales y bioturbación
MOE-10 210,1 214,63Arenisca de grano
fino con lentes de
limolita
Arenisca de grano fino con lentes de
limolita con niveles dolomitizados
MOE-10 214,63 220,4 Limolita carbonosa Limolita carbonosa
MOE-10 220,4 230,9 MOE
MOE-10 230,9 232,65Limolita con lentes
de areniscaLimolita con lentes de areniscas.
La ubicación espacial de los pozos evaluados, las estructura asociadas y la
variación lateral en el espesor del manto se pueden apreciar en las diferentes vistas del
modelo geológico como se observa a continuación (Figuras 53 - 57):
Figura 53. Modelo en planta del manto MOE en el área de estudio, delimitada por los vértices A, B, C y D. Se observan de izquierda a derecha las fallas F1, F2, F3 y F4 que atraviesan el área en dirección SW – NE.
El programa SURPAC-MINEX utilizado para la realización del modelo, permitió el
cálculo de las reservas de carbón del manto MOE, a partir de tres bloques de la
siguiente manera:
Objeto 1 - Trisolación: 1
Validado = Verdadero, Estado = Sólido
Extensiones de Trisolación
X Minimum: 796740,000 X Maximum: 797664,980
F1 F2 F3 F4
Y Minimum: 1217999,810 Y Maximum: 1219000,000
Z Mínimo: -36,073 Z Máximo: 78,367
Área Superficial: 1259803,68 m2
Volumen: 8359293,59 m3
Objeto: 2 - Trisolación: 1
Validado = verdadero, Estado = sólido
Extensiones de Trisolación
X Minimum: 797150,186 X Maximum: 798000,510
Y Minimum: 1218000,000 Y Maximum: 1219000,013
Z Mínimo: -383,851 Z Máximo: -108,901
Área Superficial: 1315644,95 m2
Volumen: 9533037,53 m3
Objeto 3 - Trisolación: 1
Validado = verdadero, Estado = sólido
Extensiones de Trisolación
X Minimum: 796996,552 X Maximum: 797702,853
Y Minimum: 1218000,000 Y Maximum: 1219000,293
Z Mínimo: -139,892 Z Máximo: -13,475
Área Superficial: 163540,64 m2
Volumen: 617049,31 m3
Objeto 4 - Trisolación: 1
Validado = verdadero, Estado = sólido
Extensiones de Trisolación
X Minimum: 797061,322 X Maximum: 797474,995
Y Minimum: 1217999,961 Y Maximum: 1218623,085
Z Mínimo: -155.884 Z Máximo: -60.922
Área Superficial: 73459,24
Volumen: 265008,91
Área Superficial: 2812448,51m2
Volumen: 18774389,34 m3
Figura 54. Modelo geológico en vista de perfil del manto MOE en el área de estudio en dirección W – E, en el centro del área. Se observa un espesor casi constante y la inclinación del mismo, antes de las fallas F1, F2 y F3 y su variación después de ellas.
Como se aprecia en las diferentes vistas del modelo (Figuras 53 – 56), el manto
de estudio MOE presenta variaciones de profundidad de Oeste a Este, de tal forma que
oscila entre 90 metros de profundidad en los alrededores del pozo MOE-4 hasta los
118 metros al norte (alrededores del pozo MOE-1) y 113 metros al sur (alrededores del
pozo MOE-11) antes de la Falla F1 (Figura 53); luego aumenta su inclinación de 7°
hasta 20° aproximadamente, cambio ocasionado por las fallas normales F1, F2 y F3
(Figura 54), alcanzando profundidades máximas de 323 metros en los alrededores del
pozo MOE-6.
En cuanto al espesor del manto, existe una variación uniforme de sureste a
noreste, con espesores de 7,5 metros al sur-sureste hasta 12,95 al noroeste con un
máximo de 13,95 metros al norte-centro del área (figura 57).
Otro de los factores a tener en cuenta, son las litología infra y suprayacentes al
F1
F2
F3
manto, pues teniendo en cuenta que el carbón se comporta como roca generadora y
reservorio, se debe poseer una roca sello que impida la fuga del gas y una trampa que
puede ser estratigráfica, estructural o combinada, aunque el flujo hidrodinámico suele
ser el principal factor de retención del gas.
Figura 55. Vista 3D de derecha a izquierda del manto MOE en el área de estudio.
Figura 56. Vista 3D desde otra perspectiva del manto MOE en el área de estudio. Ver ubicación de los ejes X, Y, Z.
Figura 57. Mapa de variación de espesores del manto MOE en el área de estudio.
En los pozos analizados (MOE-1, MOE-2, MOE-3, MOE-4, MOE-5, MOE-6,
MOE-7, MOE-8, MOE-9, MOE-10 y MOE-11) se observó que a nivel general tanto las
litologías infrayacentes como suprayacentes al manto de carbón MOE, corresponden a
limolitas y limolitas arcillosas consideradas muy buenos sellos, sin embargo se
presentaron localmente capas de areniscas de grano fino, infrayacentes al MOE en los
pozos MOE-4 y MOE-8, asimismo, suprayacentes al MOE en el pozo MOE-6. Se podría
decir que los intervalos arenosos corresponden a variaciones laterales de facies
representados en lentes de areniscas en los sectores mencionados, no obstante, se
recomienda hacer estudios más detallados para definir la magnitud de dichos lentes
arenosos y en que grado afectarían el yacimiento.
4.3.1. Estructuras
Como se observa en el modelo, se presentan cuatro (4) fallas normales
afectando el manto en el área de estudio, todas en dirección NE-SW. Dos de ellas
A B
CD
atraviesan toda el área (las fallas F1 y F3), la falla F2 se une con la falla F3 al NE del
área de estudio y la falla F4 afecta solo una pequeña parte al sur del área de estudio
(Figuras 53 - 56).
De los pozos evaluados, ninguno es atravesado por fallas en el manto de estudio
(MOE). Sin embargo, al analizar las columnas de los pozos, se identificaron pequeñas
fallas que afectan los pozos MOE-2, MOE-6 y MOE-9. En el pozo MOE-2, el manto se
encuentra muy fracturado, lo que hace suponer que la falla posee características no
sellantes, a diferencia de los pozos MOE-6 y MOE-9, en los cuales las fallas
correspondientes, presentan características sellantes debido a la recristalización de
carbonato de calcio en las fracturas.
4.3.2. Análisis Próximos
Se analizó la información proveniente de 13 pozos (suministrados por la mina) y
datos de afloramiento correspondientes a una muestra a la cual se le realizaron análisis
próximos.
A continuación se presentan los resultados del manto MOE en los diferentes
pozos modelados en el área de estudio:
Tabla 7. Análisis próximos para el manto MOE en afloramiento y las diferentes profundidades.
Como se observa en la tabla A, el manto evaluado (MOE) se caracteriza por un
carbono fijo promedio de 55,8%, materia volátil promedio de 37,65% (base como se
recibe) y 40,5% (base seca libre de cenizas), bajo contenido de cenizas (promedio de
1,9% en base seca) y bajas concentraciones de azufre (promedio de 0,5%). El poder
calorífico promedio es de 14132 BTU/lb según ASTM D-388 ubicándolos en el rango de
TOPE
(metros)
BASE
(metros)
Afloramiento 2 2,1 58,3 37,6 14477 0,51Bituminoso alto en
volátiles A
MOE-1 118,05 129,75 11,7 2,22 5,11 55,1 37,68 14913 0,75Bituminoso alto en
volátiles A
MOE-2 320,1 329,75 9,65 1,55 4 55,93 38,57 13625 0,4Bituminoso alto en
volátiles B
MOE-3 117,3 129,4 12,1 1,53 5,22 56,23 37,1 14062 0,47Bituminoso alto en
volátiles A
MOE-4 89,9 102,3 12,4 1,75 6,01 54,94 37,41 13906 0,45Bituminoso alto en
volátiles B
MOE-5 110,5 119,6 9,1 2,38 6,13 54,07 37,57 13809 0,42Bituminoso alto en
volátiles B
% CARBONO
FIJO (como
recibida)
% MATERIA
VOLÁTIL
(como
recibida)
PODER
CALORÍFICO
(BTU/lb)
RANGO
ASTM D-388
% S (como
recibida)
Muestra POZO /
AFLORAMIENTO
PROFUNDIDAD
ESPESOR
(metros)
% CENIZA
BASE SECA
% HUMEDAD
TOTAL
(como
recibida)
Bituminosos Alto en Volátiles A. Estos datos son concordantes con los estudiados en la
literatura existente referidos al carbón de la mina Paso Diablo.
Meissner (1984) citado por Ryan (1991) expone que los carbones altos en
volátiles no generan ni retienen mucho metano y que la generación de gas metano
comienza cuando la materia volátil (muestra seca libre de ceniza) es menos del 37,8%
equivalente a los carbones bituminosos altos en volátiles A (Levine, 1993).
En licuefacción, la tasa óptima de conversión a líquidos y gases se obtiene de
carbones altos en volátiles, pues es en este rango donde se producen los hidrocarburos
líquidos. (White Horst, et. al., (1980 citado por Blandón y Quijano, 2007), como
corresponde al manto evaluado.
De las afirmaciones anteriores, se podría deducir que los carbones del manto
MOE, además de las posibilidades de generar y retener gas metano en su estructura,
presenta condiciones aptas para generar hidrocarburos líquidos.
MacLennan et al., 1995 citado por Drobniak et al., 2004, asocia los bajos
contenidos de materia mineral con una mayor cantidad de materia orgánica en el
carbón que contribuiría con mayores contenidos de gas. Esta lógica afirmación se
puede aplicar al manto MOE pues el contenido de cenizas es menor al 2,2%, dato
bastante alentador para la prospección de gas metano.
A partir de los análisis próximos y los datos de área y volumen obtenidos del
modelo geológico, es posible obtener la capacidad de retención que tienen los carbones
que permiten almacenar el gas en su estructura interna, a partir de la fórmula de Kim
(1977) y el Volumen de Gas In-Situ para el área de estudio utilizando la fórmula de
Mavor y Nelson (1997) citado por Drobniak et al. (2004).
Usando esta información, Quintero et al. (2010) estiman un valor promedio
preliminar de 20 PCN/Ton de gas metano para esta cuenca. Establecen, a través de la
relación de humedad del gas (C1/C2+3) cercana a 10, y la relación de isótopos estables
de carbono (δ13C = -24,3±3,4‰), que el gas metano asociado a los carbones del
Guasare, es de origen termogénico.
La fórmula de Kim es un método indirecto que calcula la capacidad de
almacenamiento de gas en función de la temperatura, la presión, el rango del carbón,
humedad y cenizas, como se describe a continuación:
Gdaf= (0,75)(1-a-Wc) x [Ko(0,095d)no – 0,14((1,8d/100)+11)] (1)
Ko= 0,8*(Xfc/Xvm) + 5,6 (2)
no= 0,315 – 0,01*(Xfc/Xvm) (3)
Donde:
Gdaf= Capacidad de almacenamiento de gas seco libre de cenizas, cm3 /g.
a= Contenido de cenizas, fracción peso.
Wc= Contenido de humedad, fracción peso.
d = profundidad de la muestra, m.
Xfc= Carbono fijo, fracción peso.
Xvm= materia volátil, fracción peso.
Por lo tanto: Gdaf= A*(B-C)
Donde:
A= (0,75)(1-a-Wc)
B= Ko(0,095d)no
C= 0,14((1,8d/100)+11) (Tabla 8)
De acuerdo a lo anterior
Gdaf= 2,85 cm3/g = 92 PCN/Ton (Pies Cúbicos Normales/Toneladas) (4)
Tabla 8. Análisis próximos del MOE utilizados en la ecuación de Kim, 1977 y cálculo de la capacidad de almacenamiento del gas libre de cenizas para el manto objeto de estudio.
MOE-1 118,05 11,7 0,0222 0,0511 0,551 0,3768 0,70 1,17 0,30 3,94 1,84 1,46
MOE-2 320,1 9,65 0,0155 0,04 0,5593 0,3857 0,71 1,16 0,30 10,60 2,35 5,85
MOE-3 117,3 12,1 0,0153 0,0522 0,5623 0,371 0,70 1,21 0,30 4,05 1,84 1,55
MOE-4 89,9 12,4 0,0175 0,061 0,5494 0,3741 0,69 1,17 0,30 3,01 1,77 0,86
MOE-5 110,5 9,1 0,0238 0,0613 0,5407 0,3757 0,69 1,15 0,30 3,63 1,82 1,25
MOE-6 321,35 9,65 0,02 0,053 0,583 0,376 0,70 1,24 0,30 11,34 2,35 6,25
MOE-7 123,65 9,2 0,02 0,053 0,583 0,376 0,70 1,24 0,30 4,36 1,85 1,75
MOE-8 134,4 13,95 0,02 0,053 0,583 0,376 0,70 1,24 0,30 4,74 1,88 1,99
MOE-9 226,75 9,45 0,02 0,053 0,583 0,376 0,70 1,24 0,30 8,00 2,11 4,10
MOE-10 220,4 10,5 0,02 0,053 0,583 0,376 0,70 1,24 0,30 7,78 2,10 3,95
MOE-12 89 8,45 0,02 0,053 0,583 0,376 0,70 1,24 0,30 3,14 1,76 0,96
MOE-11 112,55 9,4 0,02 0,053 0,583 0,376 0,70 1,24 0,30 3,97 1,82 1,49
MOE-13 251,05 4,9 0,02 0,053 0,583 0,376 0,70 1,24 0,30 8,86 2,17 4,65
Promedio 171,92 10,03 0,02 0,053 0,583 0,376 0,70 1,24 0,30 6,07 1,97 2,85
B C GdafMateria
Volátil % A Ko No
Ceniza
(%peso)
Humedad
%peso
Carbono
Fijo %pesoMANTO Profundidad ESPESOR
El volumen de Gas in-situ o Gas en el lugar (G) es determinado por la fórmula de
Mavor y Nelson (1997) citado por Drobniak et al. (2004), como se define a continuación:
G= 1359,7*AhƥGc (5)
Donde:
G= Gas en el lugar en pies cúbicos normales (PCN).
A= Área del reservorio, Acres.
h= Espesor del manto en pies.
ƥ= Densidad del carbón, g/cm3.
Gc= Contenido de gas promedio de la composición media del carbón in situ, PCN/Ton.
Teniendo en cuenta lo anterior, tomando como contenido de gas promedio la
cantidad de gas retenido en el carbón, se tiene que Gc= 92 PCN/Ton.
Del modelo geológico se pueden tomar los otros datos, para lo cual se tendría:
Ah= 15220,42 Acre.pie (calculadas directamente del programa Surpac-Minex)
ƥ= 1,54 g/cm3
Gc= 92 PCN/Ton
Entonces, la máxima cantidad de gas que podría almacenar el manto MOE en
esta área sería G= 2.932.096.654 PCN
Para el área de estudio que tan solo comprenden 126 Hectáreas se tendría un
potencial de gas de 2.932.096.654 PCN.
Según Ryan (1991), los carbones bituminosos alto en volátiles C no retienen
grandes cantidades de metano y los máximos que pueden alcanzar son del orden de
los 150 PCN/ton a 1500 metros de profundidad. Según la gráfica 58, un carbón
bituminoso alto en volátiles a 200 metros de profundidad puede alcanzar valores
máximos cercanos a los 100 PCN/ton, lo cual es concordante con los resultados
obtenidos con la ecuación de Kim, para el carbón MOE, donde se obtuvo una capacidad
de retención o almacenamiento de gas de 92 PCN/ton. Lo anterior quiere decir que el
carbón MOE posee muy buenas características químicas que permiten que su
capacidad de retención sea el máximo posible establecido por la gráfica de Hunt (1979).
Al comparar la capacidad de retención o almacenamiento del gas en carbones de
otras cuencas en el mundo, utilizando la ecuación de Kim (1979), se tiene: para la
Cuenca Powder River (Choate et al., 1989 citado por Ryan, 1991) una capacidad de
retención de 25 PCN/ton en carbones bituminosos alto en volátiles C; en la región
carbonífera del Greater Green River una capacidad de almacenamiento de 56 – 74
PCN/ton (McBane, 1990 y McCord, 1989 citado por Ryan, 1991) en carbones sub-
bituminosos; en los carbones de Tuya River (Ryan, 1991) se obtuvo valores de 67 – 151
PCN/ton para carbones bituminosos alto en volátiles C; los carbones de Seelyville
(Indiana, USA) (Drobniak et al., 2004) poseen capacidad de almacenamiento entre 50 y
125 PCN/ton en carbones bituminosos altos en volátiles B y C. Teniendo en cuenta la
capacidad de retención de gas metano en otras regiones del mundo, se puede decir
que los carbones de la Formación Marcelina y en especial los del manto MOE, poseen
una excelente capacidad de retención por encima del promedio de otras cuencas del
mundo para carbones bituminosos alto en volátiles.
Figura 58. Diagrama de generación y retención de metano con la temperatura y el rango del carbón. Modificado de Hunt (1979) citado por Ryan (1991).
CAPÍTULO V
RESULTADOS
5.1. Potencial Generador de Hidrocarburos (Gas y Aceite)
Para el logro de este objetivo se utilizó la pirólisis Rock-Eval para la medición del
S1, S2, S3 y Tmáx, así como la determinación del Carbono Orgánico Total a partir del
COT-LECO (Ver cap. 4.1.3.). Los datos de Índice de Hídrogeno (IH), Índice de Oxígeno
(IO), Índice de Producción (IP) e Índice de Bitumen (IB), se calcularon de la siguiente
manera:
IH= (S2/COT)*100, IO= S3/COT*100, IP= S1/S1+S2, IB= S1/COT
Se seleccionaron 3 muestras de afloramiento en distintos puntos del manto en
estudio MOE, identificadas como MX-1, MX-2, MX-3 de las cuales se calculó un
promedio denominado MX, como se presentan en las siguientes tablas:
Tabla 9. Datos de COT y Pirólisis para la muestra de afloramiento MX1 correspondiente al manto MOE.
ID COT Tmax (°C)
S1 (mg/gR)
S2 (mg/gR)
S3 (mg/gR)
IH (mg/gCOT)
IO (mg/gCOT)
IP IB
(mg/gCOT)
MX-1 65,2 442 4,7 191,1 1,5 293 2 0,02 7,27
MX-1R 65,2 446 4,7 193,8 1,6 297 2 0,02 7,14
MX-1 Prom
65,2 444 4,7 192,4 1,5 295 2 0,02 7,21
Tabla 10. Datos de COT y Pirólisis para la muestra de afloramiento MX2 correspondiente al manto MOE.
ID COT Tmax (°C)
S1 (mg/gR)
S2 (mg/gR)
S3 (mg/gR)
IH (mg/gCOT)
IO (mg/gCOT)
IP IB
(mg/gCOT)
MX-2 62,9 440 4,3 207 1,4 329 2 0,02 6,9
MX-2R 62,9 439 4,6 211 1,6 335 2 0,02 7,29
MX-2 Prom
62,9 440 4,5 209 1,5 332 2 0,02 7,15
Tabla 11. Datos de COT y Pirólisis para la muestra de afloramiento MX3 correspondiente al
manto MOE.
ID COT Tmax (°C)
S1 (mg/gR)
S2 (mg/gR)
S3 (mg/gR)
IH (mg/gCOT)
IO (mg/gCOT)
IP IB
(mg/gCOT)
MX-3 64,1 443 8,8 208,3 1,5 325 2 0,04 13,71
MX-3R 64,1 444 8,1 204,4 1,5 319 2 0,04 12,67
MX-3 Prom
64,1 444 8,5 206,4 1,5 322 2 0,04 13,26
Tabla 12. Datos de COT y Pirólisis para las muestras de afloramiento MX1, MX2, MX3 y su respectivo promedio MX, correspondiente al manto MOE.
ID COT Tmax (°C)
S1 (mg/gR)
S2 (mg/gR)
S3 (mg/gR)
IH (mg/gCOT)
IO (mg/gCOT)
IP IB
(mg/gCOT)
MX-1 Prom 65,2 444 4,7 192,4 1,5 295 2 0,02 7,21
MX-2 Prom 62,9 440 4,5 209 1,5 332 2 0,02 7,15
MX-3 Prom 64,1 444 8,5 206,4 1,5 322 2 0,04 13,26
MX 64,1 443 5,9 202,6 1,5 316 2 0,03 9,21
Figura 59. Diagrama de Van Krevelen modificado donde se observa el tipo de Kerógeno para las muestras analizadas.
Figura 60. Relación del tipo de Kerógeno con la madurez de la roca. Basado en el diagrama de Arfaoui et al. (2007).
De acuerdo a los resultados obtenidos por la pirólisis se aprecia un Contenido
Orgánico Total Excelente con un promedio de 64,1% COT (12) y un CT promedio del
65,5% característico de los carbones sub-bituminosos a bituminosos de alto volátil tipo
C. El Kerógeno es tipo II (valores entre 295 y 332 mgHC/g COT, con promedio de 316
mgHC/g COT) (Figura 59) generadores de gas y petróleo.
El problema asociado con el índice de oxígeno, tiene que ver con el hecho de
que los carbones, a niveles de madurez térmica crecientes, generan durante la
pirólisis, mayores cantidades de monóxido de carbono, el cual no es detectado por el
Rock-Eval 2 (Peters, 1986). Esto podría explicar la falta de linealidad entre el CO2
pirolítico y la relación atómica O/C, observada por Teichmüller y Durand (1983).
El Índice de Bitumen (Killops et al., 1998) con promedio de 9,21 mgHC/gCOT
indica que los carbones han empezado a generar hidrocarburos y la temperatura
máxima Tmáx es de 443°C hace referencia a una madurez media en la ventana de
generación de hidrocarburos.
Para el caso específico de estos carbones ubicados en el rango de Bituminosos
Altos en Volátiles, los cuales evidencian una madurez media de la materia orgánica y al
Tipo I
Tipo II
Tipo III
0
200
400
600
800
1000
400 420 440 460 480 500 520
Índ
ice
de
Hid
róg
en
o
Ventana del
petróleoZona Inmadura Zona madura
Tmáx ( C)
(mg
HC
/g R
oca)
asociarlo con una Tmáx de 443°C, se podría inferir una generación temprana de gas
termogénico y una posible generación de hidrocarburos líquidos, teniendo en cuenta
que el Kerógeno es de buena calidad (tipo II). La anterior hipótesis se puede corroborar
con el análisis de la petrografía orgánica y análisis visual del Kerógeno (palinofacies).
A pesar de las excelentes características para generación de hidrocarburos
obtenidas por pirólisis (Figura 60), se debe tener en cuenta que dicha técnica se utiliza
habitualmente para lutitas y otras rocas fuente de hidrocarburos con COT muy inferiores
al que usualmente presentan los carbones. Por lo anterior, se puede decir que esta
técnica contribuye en la interpretación del potencial generador de hidrocarburos pero no
es decisiva, debido a la sensibilidad del Rock-Eval a los altos contenidos de materia
orgánica (Bostick y Daws, 1994) que se presentan en estos tipos de roca, lo que podría
subestimar o sobreestimar los datos de Tmáx, de allí la importancia de realizar el
análisis visual del Kerógeno y tomar mediciones de reflectancia de la vitrinita. Asimismo,
Peters (1986) infiere que el Rock-Eval sobreestima el potencial generador de
hidrocarburos en algunos carbones y sugiere que éste se determina mejor con análisis
elemental y petrografía.
Figura 61. Potencial de generación de Hidrocarburos.
5.2. Petrografía Orgánica
Se analizó una muestra del manto MOE de afloramiento en la cual se logró
identificar que los macerales más abundantes corresponden a Colotelinitas (Figura 63 -
1
10
100
1000
1 10 100
S2
COT
S2 Vs COT
Pobre
Regular
Muy bueno
Bueno
ExcelenteMuy buenoBueno
67) y Colodetrinitas (Figura 64, 66 y 69) del grupo de las Vitrinitas, éstas últimas se
encuentran afectadas principalmente por la presencia de Inertodetrinitas y
Liptodetrinitas (Figura 64). Algunos granos se observan transformándose a Inertinitas y
estas a su vez, presentan exsudados (exsudatinita = bitumen generado) en su interior.
Las inertinitas se encuentran representadas especialmente por las Inertodetrinitas
(Figura 64 y 69), igualmente se observan algunas Semifusinitas (Figura 63, 67 y 69),
Secretinitas (Figura 68), Fusinitas y Funginitas (Figura 66). Las Liptinitas se presentan
en cantidades menores, entre las cuales se citan: Esporinitas (Figura 65, 66 y 69),
Cutinitas (Figura 65), Liptodetrinitas, Exsudatinitas (Figura 67), Alginitas y Resinitas
(Figura 69). En esta muestra la materia orgánica se encuentra con una madurez
incipiente y en proceso de generación de hidrocarburos, lo que se puede explicar por la
presencia de exudados. Sin embargo, al graficar los resultados de la petrografía en el
diagrama ternario de Tissot y Welte (1984) para carbones (Figura 62). Las muestras
objeto de análisis en este trabajo se clasifican como carbones aptos para la generación de
gas seco. Esto evidencia que las muestras del manto MOE en el área de estudio en la
Cuenca Carbonífera del Guasare, presentan característica excepcionales con respecto a
los carbones húmicos convencionales.
Tabla 13. Resultados del análisis petrográfico en el microscopio de luz blanca y UV para la muestra de afloramiento del manto MOE.
ANÁLISIS PETROGRÁFICO. Muestra MOE-Afloramiento
MACERALES ENCONTRADOS
MINERALES VOL.
% VITRINITA VOL.
% LIPTINITA
VOL. %
INERTINITA VOL.
%
Colotelinita 34,3 Esporinita 2,5 Fusinitas 0,9 Pirita 0,4
Colodetrinita 27,4 Cutinita 0,4 Semifusinita 13,2 Carbonatos 0,1
Alginita 0,2
Resinita 0,2 Funginita 0,5
Liptodetrinitas 2,7 Secretinitas 1,1
Exsudatinita 1,0 Inertodetrinita 15,1
TOTAL 61,7 7 30,8 0,5
Las vitrinitas de los carbones bituminosos experimentan cuatro cambios tanto
químicos como ópticos durante la carbonificación desde los carbones altos en volátiles
hasta la metaantracitas. El primero ocurre durante la etapa de carbones bituminosos
altos en volátiles (como es el caso del carbón MOE), el segundo en la etapa de
carbones bituminosos medios en volátiles, un tercer cambio se presenta en el límite
entre semiantracita y antracita y el cuarto, en el límite entre antracita y meta-antracita.
El primer cambio de la carbonificación también se observa en las liptinitas y
corresponde aproximadamente al inicio de la generación de petróleo a partir del
kerógeno (Teichmuller, M., 1974 citado por Blandón y Quijano, 2007). El segundo
cambio corresponde al salto en la carbonificación de las liptinitas, ésta se debe a la
marcada reducción de oxígeno emitido en la forma de dióxido de carbono y agua,
durante los procesos de carbonificación y por el inicio del desprendimiento de hidrógeno
en la forma de metano y coincide aproximadamente con la línea de muerte para la
generación de petróleo. El tercero y cuarto cambio de la carbonificación de la vitrinita
corresponde con el desprendimiento de grandes cantidades de hidrógeno como
metano, acompañado por una fuerte aromatización y condensación de los anillos de
complejos húmicos.
Figura 62. Diagrama Ternario del análisis visual del Kerógeno en relación con el potencial generador, basado en Tissot y Welte, 1984.
Alginita + Materia Orgánica
Amorfa + Liptinita
VitrinitaInertinita
GAS SECO
GAS HÚMEDO +
CONDENSADO
PETRÓLEO
NO
GENERA
Figura 63. Microfotografía de la muestra MOE-Afloramiento. Izq. Luz blanca. Der. Luz fluorescente. Aumento 50X. Se observa una semifusinita con exsudados en los microporos.
Figura 64. Microfotografía de la muestra MOE-Afloramiento. Izq. Luz blanca. Der. Luz fluorescente. Aumento 50X. Se observan fragmentos de vitrinitas con cutinitas, colodetrinitas, esporinitas, liptodetrinitas e inertodetrinitas.
100 µm
Muestra PD-4M
(090622)
Ro: 0.58Semifusinita
Exsudatinita
Colodetrinita
Cutinitas
Colotelinita
Figura 65. Microfotografía de la muestra MOE-Afloramiento. Izq. Luz blanca. Der. Luz fluorescente. Aumento 50X. Se observan fragmentos de vitrinitas con cutinitas, colodetrinitas, esporinitas y liptodetrinitas.
Figura 66. Microfotografía de la muestra MOE-Afloramiento. Izq. Luz blanca. Der. Luz fluorescente. Aumento 50X. Se observan fragmentos de vitrinitas con funginita, esporinitas, colodetrinita y liptodetrinitas.
Figura 67. Microfotografía de la muestra MOE-Afloramiento. Izq. Luz blanca. Der. Luz
Megaspora
Colotelinita
Colodetrinita
Colotelinita
Esporinita
Funginita
Colotelinita
Colodetrinita
Semifusinita
Exsudados
Colotelinita
Esporinita
fluorescente. Aumento 50X. Se observa fusinita con exudatinita y fragmento de vitrinita (colotelinita) con megaspora.
Figura 68. Microfotografía de la muestra MOE-Afloramiento. Izq. Luz blanca. Der. Luz fluorescente. Aumento 50X. Se observan fragmentos de vitrinitas con inertodetrinitas, liptodetrinitas y secretinita. Nótese el alto relieve de la secretinita.
Figura 69. Microfotografía de la muestra MOE-Afloramiento. Izq. Luz blanca. Der. Luz fluorescente. Aumento 50X. Se observa colodetrinita con esporinitas, cutinita, liptodetrinitas, inertodetrinitas y resinita.A la derecha, semifusinita con exsudatinita.
El 34,3% de la muestra analizada corresponde a la Colotelinita, principal maceral
de la Vitrinita (Kerógeno tipo III), de gran importancia porque sobre él se toman las
mediciones de reflectancia de la Vitrinita, base para la estimación de
paleotemperaturas.
El segundo maceral en abundancia en la muestra es la colodetrinita, del grupo de
la vitrinita, posee el más alto contenido de materia volátil el cual se desgasifica primero
durante la carbonización, o sea que desprende dicha materia volátil con mayor facilidad.
Vitrinita
Secretinita
Inertinita
Inertinita
Resinita
Semifusinita
Colodetrinita Inertodetrinitas
Exsudatinita
Durante la hidrogenación la colodetrinita contribuye sustancialmente a los productos de
licuefacción, es decir, que producen hidrocarburos líquidos en mayor proporción. La
colodetrinita también reacciona tempranamente durante la combustión, esto quiere
decir, que se quema más fácilmente que otros macerales del grupo de la vitrinita.
Además, la colodetrinita se desgasifica (desprende sus materias volátiles) y forma poros
primero que las liptinitas asociadas (Bengtsson, 1984 citado por Blandon y Quijano,
2007).
Un poco menos de la tercera parte de los macerales, corresponde al grupo de las
inertinitas, donde principalmente se encontraron Inertodetrinita, Semifusinitas, Fusinitas
y Secretinitas. Este último se ha establecido por Blandón y Arango (2006) como
resultante de la generación de petróleo durante el proceso de carbonificación.
Los macerales liptiníticos se encuentran en menor proporción (7%), con la
Esporinita, Liptodetrinita, Resinita, Alginita y Cutinita como macerales presentes. La
cantidad de exsudatinita es baja (1%), pero su presencia puede tomarse como una
prueba de la generación de hidrocarburos en el carbón.
La reflectancia media de la Vitrinita (Rm) medida sobre Colotelinitas fue de 0,58.
Si se tratara de una lutita (COT = 1 y Kerógeno II), se podría decir que la roca se
encuentra inmadura y que con aún no ha generado hidrocarburos, sin embargo, como
se trata de un carbón bituminoso alto en volátiles (COT= 64,1% y Kerógeno II) se puede
inferir una madurez media acompañada de generación de petróleo, gas húmedo y
condensados (Figuras 70 y 71).
Figura 70. Parámetros de madurez relacionados con la generación de hidrocarburos (Autor: Mukhopadhyay, 1993. Fuente: Mendonça Filho, 2007).
La figura 70 expone la relación entre el rango del carbón con la valoración de
madurez obtenida de las diferentes técnicas químicas y petrográficas (microscópicas).
En este estudio la técnica química utilizada corresponde a la pirólisis Rock-Eval (Tmáx)
y la técnica petrográfica se refiere a la reflectancia media de la Vitrinita. Las líneas rojas
y punteadas asocian los resultados obtenidos en el estudio con los expuestos en la
gráfica de Mukhopadhyay (1993), indicando que el carbón MOE, bituminoso alto en
volátiles (resultado obtenido de los análisis próximos – Capítulo 5), se encuentra en la
ventana de generación de hidrocarburos y es generador de petróleo, gas húmedo y
condensado.
La figura 71 relaciona la Tmáx obtenida de la pirólisis Rock-Eval con el tipo de
Kerógeno, asimismo verifica una correspondencia con el rango del carbón y las
características de generación de hidrocarburos, sugiriendo para este carbón bituminoso
alto en volátiles de Kerógeno tipo II, el límite entre la madurez media y tardía. La Rm,
por su parte, indica una madurez media.
Figura 71. Parámetros de madurez relacionados con la generación de hidrocarburos y el rango de los carbones (Mendonça Filho, 2007).
Para concluir, los datos de petrografía orgánica presentan predominio de vitrinita
sobre las inertinitas y liptinitas; la presencia de secretinita, resinita y exsudatinita,
indican que el carbón ha generado hidrocarburos. La reflectancia media de la Vitrinita,
indica para el carbón MOE una madurez térmica media (Figura 71) la cual podría
justificar la generación de hidrocarburos petróleo, gas húmedo y condensado (figura 70)
observada en los carbones.
5.3. Palinofacies
Se analizó una muestra de afloramiento del manto MOE en la cual se logró
identificar fitoclastos, palinomorfos y materia orgánica amorfa, principalmente (Tyson,
1995).
En la muestra predominó el contenido de tejidos traslúcidos, muchos degradados
evidenciando la transformación de la materia orgánica, como resultado de la diagénesis
de la roca.
Se observaron en general, granos de polen Psilados, de los cuales la mayoría
eran Psilados Monocolpados y Psilados Tricolpados (Figura 72). Fue difícil observar
claramente el número de colpos, debido al estado de los granos o a su tamaño. La
presencia de granos de Polen Psilados indica que la materia orgánica proviene de
Angiospermas Dicotiledóneas y Palmas de ambientes húmedos.
Además se encontraron granos de opacos (inertinitas), lo que indica que la
materia orgánica se encuentra transformada.
Figura 72. Microfotografía de palinofacies. Izq. Luz blanca transmitida. Der. Luz fluorescente. Aumento 50x. Se observan maderos traslúcidos, material degradado y polen tricolpado.
La materia orgánica proveniente de granos de polen, esporas y cutículas de
vegetales superiores son indicativas de Kerógeno tipo II con potencial para generación
de petróleo y gas. La materia orgánica proveniente de plantas superiores compuestas
Polen Tricolpado
Madero Madero
básicamente por celulosa y lignina, que son extremadamente deficientes en Hidrógeno
son características de Kerógeno tipo III con potencial para generación de gas
(Mendonça Filho, 2007).
Figura 73. Microfotografía de palinofacies. Izq. Luz blanca transmitida. Der. Luz fluorescente. Aumento 50x. Se observan maderos traslúcidos, fragmentos aciculares y granos de polen.
Figura 74. Microfotografía de palinofacies. Luz blanca transmitida. Aumento 50x. Se observan maderos traslúcidos, fragmentos cutículas y esporas.
El análisis de las palinofacies del manto MOE, indica que éste se encuentra
dominado en el orden que se menciona, por tejidos translúcidos (claros y oscuros),
esporomorfos, componentes amorfos, fitoclastos opacos y pequeñas cantidades de
algas. Una gran parte de las partículas se encuentran degradadas. El análisis de
fluorescencia en las palinofacies ayuda a visualizar mejor los componentes orgánicos
que tienen potencial para generación de hidrocarburos (figuras 72 - 76).
Hay un mayor porcentaje de fitoclastos traslúcidos y opacos (maderos y en
menor proporción, cutículas) con aproximadamente el 72% y 28% de esporomorfos
Polen
Fragmentos de
Maderos
Polen
Cutícula
MaderoEspora
Madero
(polen y esporas) (figura 72 - 75), materia orgánica amorfa leñosa y trazas de algas
(figura 76).
Teniendo en cuenta lo anterior y comparando los resultados con la tabla 14, hay
un predominio de Kerógeno tipo III (fitoclastos traslúcidos y materia orgánica leñosa)
con importantes aportes de Kerógeno tipo II (cutículas y esporomorfos) y una pequeña
proporción de Kerógeno tipo I (algas).
Figura 75. Microfotografía de palinofacies. Izq. Luz blanca transmitida. Der. Luz fluorescente. Aumento 50x. Se observan maderos traslúcidos, fragmentos aciculares, cutículas y granos de polen.
Figura 76. Microfotografía de palinofacies. Izq. Luz blanca transmitida. Der. Luz fluorescente. Aumento 50x. Se observan materia orgánica amorfa, grano de polen y colonia de algas. Nótese la fluorescencia mayor en las algas.
MaderoPolen
Cutícula
Polen
Cutícula
Grano de Polen
Colonia de Algas
Materia orgánica
amorfa
Tabla 14. Clasificación de los componentes de la materia orgánica. Modificado de Tyson (1995).
Los resultados obtenidos por la pirólisis Rock-Eval, Petrografía Orgánica y
Palinofacies en este estudio, son consistentes con los datos obtenidos por Petersen et
al. (2009) para el noroccidente de Sur América en el cual se reportan carbones sub-
bituminosos altos en volátiles A hasta bituminosos altos en volátiles C para las
Formaciones Cerrejón y Paso Diablo con valores entre 0,54 y 0,66% Rm, con promedio
de 0,59%Rm, contenido orgánico de 55,39 y 72,10%COT con promedio de 66,5%COT
e IH entre 260 y 325 mg HC / g TOC, comparados con los valores de 0,58%Rm,
64,1%COT y 316 mg HC / g TOC encontrados en el manto evaluado MOE, indicando
que se encuentran en el rango de los estudios anteriores. La composición petrográfica
está dominada por Detrohuminita (Colodetrinita), contenidos bajos de liptinitas y
contenidos de Inertinita relativamente altos. De igual forma, para el manto MOE se logró
determinar un predominio de Vitrinitas (Colodetrinita y Colotelinita) seguido de Inertinita
y un pequeño porcentaje de Liptinitas.
A nivel de palinofacies, Petersen et al. (2009) describe asociaciones de
palinomorfos dominados por hongos (62-92%): Diversos tipos de esporas de hongos,
cuerpos fructíferos e hifas. Las asociaciones en general sólo contienen algas dispersas,
esporas y polen. El alga Botryococcus braunii se registró escasamente en algunas
muestras. La flora es completamente dominada por el polen de angiospermas. En todos
los casos el polen de angiospermas posee una gran afinidad con palmeras. Por su
parte, Pardo, A. (2004) en su tesis doctoral, reporta una de las especies de polen más
importante en los carbones de esta región, la Mauritiidites franciscoi, una especie
similar al polen de la palmera Mauritia, que vive hoy en suelos mal drenados, inundados
Palinofacies Constitiyentes MaceralesTipo de
Kerógeno
ZooclastosForam lining, Escolecodontes
huevos de crustáceo y remanentes de algunos Artrópodos.
Relictos de Fauna
III
Palinomorfos
Palinomorfos Marinos y Algas
Liptinitas
I
Esporomorfos (polen y esporas) II
Fitoclastos
Cutículas (Cutinitas)
Maderos (Translúcidos) Vitrinitas III
Opacos
InertinitasIV
FungiEsporas de hongo y los fungal body
fruit
Materia Orgánica Amorfa
Partículas sin estructura interna definida y resinas
Liptinitas I y II
permanentemente de agua dulce en zonas pantanosas (Horn, 1994 citado por Pardo,
2004), por lo tanto, el mencionado autor sugiere que la turba que dio origen al carbón
no tuvo influencia marina y que el ambiente depositacional podría ser similar a un
pantano o un delta bajo del reciente delta Orinoco.
En este estudio no se profundizó en las especies de los palinomorfos o se
intentó realizar una interpretación ambiental debido a que no era el objetivo, sin
embargo, se logró asociar el polen y esporas observados con materia orgánica proviene
de Angiospermas Dicotiledóneas y Palmas de ambientes húmedos, lo cual coincide con
las apreciaciones de Pardo, (2004) a pesar de no haber identificado los hongos que
reporta Petersen et al. (2009).
De lo anterior, se puede concluir, tal como lo expone Petersen et al. (2009) en su
trabajo, que el potencial petrolífero de los carbones no está necesariamente ligado a
ocasionales incursiones marinas que puedan influir en la depositación de la turba, sino,
a la evolución en el tiempo geológico de las plantas que dan origen a la turba. La
capacidad de generación de gas y aceite en los carbones húmicos está controlada por
el tipo de vegetación (determinada por la edad) y las condiciones depositacionales.
CAPÍTULO VII
DISCUSIÓN
Las características químicas del manto MOE evaluadas por medio de análisis
próximos presentan un carbono fijo promedio de 55,8%, materia volátil promedio de
37,65% como recibida y 40,5% (base seca libre de cenizas), bajo contenido de cenizas
(promedio de 1,9% en base seca), bajas concentraciones de azufre (promedio de 0,5%)
y poder calorífico promedio de 14.132 BTU/lb que permiten ubicar este manto de carbón
en el rango de Bituminoso Alto en Volátiles A. Al valorar las mencionadas
características utilizando las ecuaciones de Kim (1977) y Mavor y Nelson (1997), se
obtuvo como resultados para el MOE, condiciones óptimas para la generación de gas
metano, reflejado en una muy buena capacidad de retención de gas metano (92
PCN/ton) y por lo tanto, un alto potencial para generación de gas metano in-situ.
La pirólisis Rock-Eval arrojó los siguientes resultados: Contenido Orgánico Total
Excelente con un promedio de 64,1% COT y CT promedio del 65,5% característico de
los carbones sub-bituminosos a bituminosos de alto volátil tipo C; el Kerógeno es tipo II
(valores entre 295 y 332 mgHC/g COT, con promedio de 316 mgHC/g COT) indicando
que la materia orgánica presente es generadora de gas y petróleo. El índice de Bitumen
presenta un promedio de 9,21 mgHC/gCOT sugiriendo que los carbones han empezado
a generar hidrocarburos y la temperatura máxima Tmáx de 443°C hace referencia a
una madurez media en la ventana de generación de hidrocarburos infiriendo una
generación temprana de gas termogénico y una posible generación de hidrocarburos
líquidos.
La petrografía orgánica expone un alto contenido de vitrinitas (61,7%)
acompañada de un 30,8% de inertinitas, 7% de liptinitas y 0,5% de materia mineral. Uno
de los macerales más abundantes es la colodetrinita (27,4%) (grupo de la vitrinita),
posee el más alto contenido de materia volátil, la cual se desgasifica primero durante la
carbonización. Durante la hidrogenación, la colodetrinita contribuye sustancialmente a
los productos de licuefacción, es decir, que producen hidrocarburos líquidos en mayor
proporción, asimismo, se desgasifica (desprende
sus materias volátiles) y forma poros primero que las liptinitas asociadas (Bengtsson,
1984 citado por Blandon y Quijano, 2007).
Las vitrinitas de los carbones bituminosos experimentan cuatro cambios tanto
químicos como ópticos durante la carbonificación desde los carbones altos en volátiles
hasta la metaantracitas. El primer cambio ocurre durante la etapa de carbones
bituminosos altos en volátiles, como es el caso del MOE. Esta etapa consiste en la
carbonificación de las liptinitas y corresponde aproximadamente al inicio de la
generación de petróleo a partir del kerógeno (Teichmuller, M., 1974 citado por Blandón
y Quijano, 2007). La segunda etapa ocurre en carbones bituminosos medios en volátiles
y ocurre por la reducción de oxígeno emitido en forma de dióxido de carbono y agua,
durante los procesos de carbonificación y por el inicio del desprendimiento de hidrógeno
en la forma de metano y, coincide aproximadamente con la línea de muerte para la
generación de petróleo.
Macerales como bituminita, exsudatinita, resinita, desmocolinita (colodetrinita) y
liptodetrinita, juegan un papel importante en la generación de hidrocarburos (Blandón A.
2007).
Entre los macerales analizados se identificaron Secretinitas, Resinitas y
Exsudatinitas. Las secretinitas se han establecido por Blandón y Arango (2006) como
resultante de la generación de petróleo durante el proceso de carbonificación. Las
resinitas pueden generar aceites y condensados a bajos niveles de madurez térmica
(Snowdon y Powell, 1982, Snowdon, 1991 citado por Arango, 2007). El maceral
exsudatinita en carbones muestra que sustancias líquidas semejantes al petróleo
pueden ser liberadas por fracturas y poros de inertinitas (Teichmüller y Teichmüller,
1975; MacGregor y Mackenzie, 1987; García-Gonzáles et al., 1997 citados por Arango,
2007). La reflectancia media de la Vitrinita (Rm) medida sobre Colotelinitas fue de 0,58
e indica el inicio de la madurez media acompañada de generación de petróleo, gas
húmedo y condensados (Mukhopadhyay, 1993, citado por Mendonça Filho, 2007). La
relación de la petrografía con la calidad de la materia orgánica resulta en un Kerógeno
tipo III (vitrinitas) con aportes de Kerógeno tipo II (liptinitas).
Los macerales vistos en petrografía se pueden correlacionar con las palinofacies
de la siguiente manera. Las vitrinitas se correlacionan con los fitoclastos (maderos), las
esporinitas con granos de polen y esporas, las cutinitas con cutículas, las alginitas con
la colonia de algas observada en la Figura 69 del Capítulo 6, las funginitas con esporas
de hongo y la exsudatinita no tiene una equivalente en palinofacies porque el bitumen
es removido durante el proceso de preparación.
El análisis de las palinofacies del manto MOE, indica que éste se encuentra
dominado por tejidos translúcidos (fitoclastos claros y oscuros), esporomorfos, materia
orgánica amorfa, opacos (inertinitas) y pequeñas cantidades de algas. Una gran parte
de las partículas se encuentran degradadas.
El análisis visual de las palinofaces indica el predominio de Kerógeno tipo III
(fitoclastos traslúcidos) con importantes aportes de Kerógeno tipo II (cutículas,
esporomorfos y materia orgánica amorfa leñosa) y una pequeña proporción de
Kerógeno tipo I (algas).
La materia orgánica tipo III o terrestre puede generar aceite y gas condensado en
cantidades variables y a variados niveles de maduración térmica como una función del
contenido de resinita, liptinita e inertinita dentro de la fracción orgánica (Snowdon &
Powell, 1982 citado por Blandón, A. 2007), o como resultado de la actividad bacterial
(Powell, 1987; Taylor, 1988 en Taylor et al., 1998; Curry et al., 1994; Powell & Boreham,
1994 citado por Blandón, A. 2007).
El análisis geoquímico del manto MOE concluye en términos de cantidad,
calidad, madurez y potencial de generación de hidrocarburos, lo siguiente:
CANTIDAD DE LA MATERIA ORGÁNICA: Analizada por COT-LECO. Indica un
excelente contenido orgánico total.
CALIDAD DE LA MATERIA ORGÁNICA: Analizada por Pirólisis (IH) y Análisis
Visual del Kerógeno por Petrografía Orgánica y Palinofacies. Indica Kerógeno tipo II
por medio de la pirólisis y Kerógeno tipo II/III por medio del Análisis Visual del
Kerógeno.
MADUREZ DE LA MATERIA ORGÁNICA: Evaluada por Pirólisis (Tmáx) y la
reflectancia media de la Vitrinita (Rm). Indica una madurez media, en la ventana de
generación de hidrocarburos.
POTENCIAL DE GENERACIÓN DE HIDROCARBUROS: Evaluado por pirólisis
(índice de bitumen (IB)) y S2 Vs COT), presencia de macerales indicativos de
generación de hidrocarburos (resinita, secretinita, exsudatinita) y presencia de
componentes orgánicos fluorescentes en las palinofacies. De lo anterior se obtuvo
un excelente potencial de generación de hidrocarburos con características para
generación de gas metano, petróleo y condensados.
Los análisis próximos, la pirólisis, petrografía orgánica y análisis visual del
kerógeno (palinofacies) permitieron definir el manto MOE como un carbón bituminoso
alto en volátiles, de muy buena calidad (Kerógeno tipo II para pirólisis y tipo III/II para
análisis visual del Kerógeno), excelente contenido orgánico, bajo contenido de azufre y
materia mineral, asimismo, con muy buenas características para generar hidrocarburos
líquidos, condensados y gas metano. La temperatura máxima de pirólisis y la
reflectancia media de la vitrinita indican una madurez térmica media, lo que podría
justificar el bitumen generado, observado en el pico S1 de la pirólisis, el índice de
bitumen y los macerales exsudatinita, resinita y secretinita.
El modelo geológico exhibe en el área de estudio espesores que varían de 13
metros al noroeste con profundidades de 100 metros hasta 7,5 metros de espesor al
sureste con profundidades de 220 metros. Asimismo, se presentan espesores de 9,5
metros al este alcanzando profundidades de 320 metros. La incertidumbre del modelo
geológico está dada por las fallas, pues no se ha comprobado el carácter sellante de las
mismas en el manto MOE.
Si estudios posteriores en otras áreas de la Mina Paso Diablo determinan
profundidades mayores en otros sectores, muy probablemente la capacidad de
retención de gas metano en los carbones, será mucho mayor y por ende, se esperaría
un número mayor de reservas.
Se observó que a nivel general tanto las litologías infrayacentes como
suprayacentes al manto de carbón MOE, corresponden a limolitas y limolitas arcillosas
consideradas muy buenos sellos, sin embargo se presentaron localmente capas de
areniscas de grano fino, infrayacentes al MOE en dos pozos y suprayacentes en un
pozo. Se podría decir que los intervalos arenosos corresponden a variaciones laterales
de facies representados en lentes de areniscas en los sectores mencionados, sin
embargo, se sugieren estudios detallados para definir la magnitud de dichos lentes
arenosos y en que grado afectarían el yacimiento.
Por lo anterior, se sugiere continuar los estudios de prospección de gas metano y
otros hidrocarburos, en áreas más extensas y evaluar las características geoquímicas
de otros mantos de posible interés, además, profundizando en otras disciplinas como la
Geología Estructural, para verificar que las fallas que afectan los mantos actúen como
sellantes, pues de lo contrario serían zonas de escape de los gases y otros
hidrocarburos generados, la litología supra e infrayacente para verificar que sean sellos
efectivos, la presencia de trampas y el régimen hidrogeológico.
En conclusión, el manto evaluado posee excelentes características químicas y
geoquímicas para generación de gas metano e hidrocarburos líquidos, sin embargo,
hacen falta estudios geológicos detallados en el área de estudio y sectores aledaños
que permitan determinar la real acumulación de gas metano en ellos.
CONCLUSIONES
Se seleccionó un área de 126 Hectáreas ubicada al sur oeste de la mina Paso
Diablo, en la cual se realizó en el software Surpac-Minex, un modelo geológico del
manto MOE, en el cual se calculó un área superficial de 2.812.448,51m2 y un volumen
de 18.774.389,34 m3.
Teniendo en cuenta las reservas obtenidas por el modelo geológico y los
resultados obtenidos por los análisis próximos, se calculó para el manto MOE una
capacidad de almacenamiento del gas de 85 cm3/g = 92 PCN/Ton (Pies Cúbicos
Normales/Toneladas) y un potencial de gas de 1.466.048.327 PCN/Ton, en condiciones
especiales.
Los resultados obtenidos por Pirólisis Rock-Eval indican un Contenido Orgánico
Total Excelente (promedio de 64,1% COT) típico de la materia orgánica carbonosa, el
Kerógeno es tipo III/II (valores entre 295 y 316 mgHC/g COT) generadores de gas y
petróleo. El Índice de Bitumen con promedio de 9,21 mgHC/gCOT indica que los
carbones han empezado a generar hidrocarburos y la temperatura máxima Tmáx es de
443°C hace referencia a una madurez media en la ventana de generación de
hidrocarburos.
Los datos de petrografía orgánica permitieron identificar que los macerales más
abundantes (61,7%) corresponden a Colotelinitas (Telocolinitas) y Colodetrinitas del
grupo de las Vitrinitas, éstas últimas se encuentran afectadas principalmente por la
presencia de Inertodetrinitas y Liptodetrinitas. En segundo lugar, con el 30,8% se
encuentran las inertinitas, representadas especialmente por las Inertodetrinitas,
Semifusinitas, Secretinitas, Fusinitas y Funginitas. Las Liptinitas se presentan en
cantidades menores (7%), conformadas por Esporinitas, Cutinitas, Liptodetrinitas,
Exsudatinitas y Resinitas. La reflectancia media de la Vitrinita medida sobre
Colotelinitas fue de 0,58. Teniendo en cuenta la abundancia de macerales, se puede
estimar un Kerógeno tipo III/II lo que coincide con los datos de pirólisis Rock-Eval.
El análisis de las palinofacies del manto MOE, indica hay un mayor porcentaje de
fitoclastos traslúcidos y opacos (maderos y en menor proporción, cutículas) con
aproximadamente el 72% y un 28% de esporomorfos (polen y esporas) y materia
orgánica amorfa, indicando un predominio de Kerógeno tipo III (fitoclastos (maderos) e
inertinitas) con aportes menores de Kerógeno tipo II (cutículas, palinomorfos y materia
orgánica amorfa), lo que coincide con la clasificación planteada por la Pirólisis Rock-
Eval y la Petrografía Orgánica.
Las características geoquímicas resultado de la Pirólisis Rock-Eval, Petrografía
Orgánica y Palinofacies indican que el manto MOE presenta muy buena calidad de la
materia orgánica y una madurez media, asociada a una generación inicial de
hidrocarburos líquidos y gas metano. Asimismo, los análisis próximos revelan para este
manto, condiciones óptimas para la generación de gas metano, reflejado en una muy
buena capacidad de almacenamiento y un alto potencial para generación de gas in-situ.
El manto evaluado posee excelentes características químicas y geoquímicas
para generación de gas metano e hidrocarburos líquidos, sin embargo, hacen falta
estudios geológicos detallados en el área de estudio y sectores aledaños que permitan
determinar el almacenamiento real de gas metano en ellos.
RECOMENDACIONES
Se sugiere continuar los estudios de prospección de gas metano y otros
hidrocarburos, en áreas más extensas y en donde los mantos alcancen mayor
profundidad con el fin de evaluar las características geoquímicas los mantos de interés,
además, profundizando en otras disciplinas como la Geología Estructural, para verificar
que las fallas que afectan los mantos actúen como sellantes, pues de lo contrario serían
zonas de escape de los gases y otros hidrocarburos generados, la litología supra e
infrayacente para verificar que sean sellos efectivos, la presencia de trampas y el
régimen hidrogeológico. Asimismo, se sugiere acompañar los estudios geoquímicos de
hidropirólisis, cromatografía de gases y biomarcadores. Finalmente, procesar toda la
información en un programa de modelaje de generación de hidrocarburos.
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