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Origen del Petrleo e Historia de la Perforacin en Mxico

Origen del Petrleo e Historia de la Perforacin en MxicoNDICEI. ORIGEN DEL PETRLEO Diagnesis Catagnesis Metagnesis Metagnesis de gas seco Formacin del gas Migracin primaria Migracin secundaria II. ERAS GEOLGICAS Registro contenido en las rocas Edad de los fsiles Interpretacin de la secuencia del Gran Can Las rocas como registro de los movimientos de la tierra Hutton y el uniformitarismo Evolucin y escala de tiempo El tiempo absoluto y la escala de tiempo geolgico Los relojes en las rocas Qu sucede con los tomos radiactivos Escalas de tiempo absoluto y estratigrfico Descripcin de la era precmbrica III. CLASIFICACIN DE LOS YACIMIENTOS Por tipo de trampas Por tipo de fluido IV. ETAPAS DEL PROCESO EXPLORATORIO Estudio de las cuencas Sistema petrolero Identificacin, evaluacin y seleccin de plays Identificacin, evaluacin y seleccin de prospectos Prueba de prospectos Delimitacin y caracterizacin inicial V. UBICACIN GEOGRFICA DE LOS YACIMIENTOS EN MXICO Regin Marina 3 3 6 7 7 8 8 9 10 12 13 14 17 17 18 18 19 19 21 22 22 22 26 26 26 27 27 27 27 27 27 27

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Regin Marina Noreste Regin Marina Suroeste Regin Norte Regin Sur VI. DESARROLLO DE LA PERFORACIN DE POZOS EN MXICO Perforacin de pozos petroleros Periodo de 1900 - 1937 La perforacin en Mxico por compaas privadas Periodo 1938 - 1960 Maduracin de la perforacin nacionalizada Periodo 1961 - 1980 La perforacin de los grandes yacimientos Periodo 1981 - 1998 Incorporacin de tecnologas y creacin de la Unidad de Perforacin y Mantenimiento de Pozos (UPMP) Conclusiones

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Origen del Petrleo e Historia de la Perforacin en MxicoI. ORIGEN DEL PETRLEO La palabra petrleo significa aceite de piedra. De origen bituminoso, se trata de un compuesto de hidrocarburos, bsicamente de carbono e hidrgeno, que en su forma natural se encuentra en estado slido, lquido y gaseoso. Existen varias teoras sobre los orgenes de la formacin del petrleo que, de manera general, se pueden clasificar en dos grandes grupos: la de formacin orgnica y la de formacin inorgnica. La teora inorgnica tuvo gran aceptacin durante muchos aos. Sin embargo, cuando las tcnicas del anlisis geolgico se perfeccionaron y se cont con informacin suficiente al respecto, se empez a dar importancia a las teoras de formacin orgnica. Segn estos postulados, el petrleo es producto de la descomposicin de organismos vegetales y animales que fueron sometidos a enormes presiones y a altas temperaturas en ciertos periodos de tiempo geolgico. La teora orgnica est basada en dos principios fundamentales: la produccin de hidrocarburos a partir de organismos vivos y la accin del calor sobre la materia orgnica formada biognicamente. En las ltimas dcadas, el conocimiento geoqumico y la evidencia geolgica en los estudios sedimentarios y petroleros han demostrado fehacientemente que la mayor parte del petrleo se origin de materia orgnica sepultada en una cuenca sedimentaria ( figura 1). El factor fundamental para aceptar las teoras orgnicas, es que a partir de estudios realizados en el laboratorio de rocas petrolferas en campos productores se encontraron ciertas propiedades pticas nicas de sustancias orgnicas. Estos resultados constatan el origen orgnico del petrleo. Diagnesis La diagnesis es el proceso de alteracin biolgica, fsica y qumica de los fragmentos orgnicos debido al pronunciado efecto de la temperatura. El espectro molecular simple de los hidrocarburos proviene del espectro complejo del petrleo; es decir, se debe a la formacin diagentica de un amplio grupo de hidrocarburos derivados de molculas orgnicas originales sumado a grandes cantidades de hidrocarburos originados por alteracin trmica de la materia orgnica sepultada profundamente. La mayor cantidad de petrleo se forma de la materia orgnica calentada en la tierra. La materia orgnica sintetizada por los vegetales,de la cual una pequea parte se preserva e introduce en losDismigracin

Trampa artificial

Trampa contra fallas

Migracin secundaria Roca madre Migracin primaria (lutita) Receptculo arena Basamento cristalino o metamrfico

Yacimiento de gas Yacimiento de aceite

Figura 1 Almacenamiento de Hidrocarburos

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sedimentos, es el origen de los combustibles fsiles: petrleo, gas natural, carbn, arenas y lutitas bituminosas. La sntesis clorofiliana permite a los vegetales fabricar los constituyentes de sus clulas. Para ello emplea el agua y el gas carbnico del aire si se trata de vegetales terrestres, o el disuelto en el agua cuando son organismos marinos. La glucosa es el ms simple de los productos as formados y a partir de este primer compuesto se sintetizan el almidn, la celulosa y todos los otros constituyentes de la clula, siempre y cuando, las sales minerales indispensables estn presentes. El aporte orgnico ms importante es el de los vegetales superiores. Est regido por las condiciones geogrficas, particularmente por el clima (temperatura, lluvia, etctera). En el mar, el fitoplancton es el productor primario y fundamental de materia orgnica. La presencia de la luz (necesaria para la fotosntesis) y la abundancia de sales minerales controlan su productividad. El fitoplancton comprende bsicamente dos grupos de algas: las diatomeas y los dinoflagelados; adems de los cocolitofridos que forman el nivel trfico primario. El zooplancton, las bacterias y toda la fauna marina se alimentan de ellos para constituir as una cadena alimenticia compleja. Sin embargo, desde el punto de vista cualitativo, las producciones de materia orgnica marina son, en orden de importancia, las del fitoplancton, las del zooplancton y las de las bacterias. La preservacin de materia orgnica slo puede efectuarse en un medio acutico: lagos, mares y ocanos. En todos los medios, la materia orgnica es presa de microorganismos tales como bacterias, hongos, etctera. Pero la degradacin microbiolgica en el medio aerbico es la ms severa: en los suelos terrestres y en el espacio subareo, el oxgeno molecular disponible permite una destruccin casi completa de la materia orgnica. Por el contrario, en los sedimentos finos depositados en un medio marino o lacustre (como los lodos arcillosos o los lodos calcreos finos), el acceso del oxgeno molecular se vuelve imposible. El oxgeno disuelto dentro de las aguas intersticiales de los lodos se elimina fcilmente por la degradacin microbiana de las partculas de materia orgnica y no es reemplazado; el medio se vuelve entonces anaerbico. La actividad de los organismos anaerbicos contribuye a modificar la composicin de la materia orgnica restante, aunque esta actividad cesa rpidamente.

Las protenas, los lpidos, los glcidos, la glucosa y la lignina, que forman parte de los vegetales superiores, constituyen la mayor parte de la materia orgnica viva. Durante la sedimentacin, estos compuestos sufren importantes transformaciones que deciden, en cierta manera, el destino de la materia orgnica. Los microorganismos, especialmente las bacterias, desempean un papel muy importante en estas transformaciones que se producen en condiciones de temperatura y presin muy bajas. La nutricin de las bacterias se realiza por va osmtica a travs de la membrana de la clula; primero destruyen por va enzimtica a los polmeros como las protenas o los polisacridos, luego los monmeros individuales como los aminocidos y los azcares simples son liberados. En ese momento pueden ser utilizados los microorganismos, ya sea como fuente de energa la materia orgnica se mineraliza y vuelve al estado de CO2 y H2O o bien para sintetizar los constituyentes de su clula la materia orgnica vuelve al ciclo biolgico. Por ltimo, se conserva una pequea parte y precisamente esta fuga del circuito principal constituye la fuente de la materia orgnica fsil. El porcentaje de conservacin de la materia orgnica y de su incorporacin en los sedimentos es pequeo. Esta escala geolgica puede evaluarse aproximadamente en 0.1% (figura 2). En ciertos medios como el Mar Negro, el oxgeno disuelto desaparece a partir de los 200 m de profundidad; con el establecimiento de un medio reductor rico en hidrgeno sulfurado, puede calcularse en alrededor del 4% de la materia orgnica producida. Eventualmente con el incremento de temperatura a grandes profundidades, se inician las reacciones de rompimiento trmico y cataltico de la matriz orgnica (kergeno) para formar cientos de hidrocarburos que son combinados con la mezcla original biognica simple. El resultado de la conservacin de los hidrocarburos fsiles, y sobre todo de la formacin de nuevos hidrocarburos a partir del kergeno, es la gran cantidad de petrleo disponible en el subsuelo en estado disperso. En efecto, los sedimentos porosos y permeables arenas, calcarenitas, en donde se encuentran en la actualidad los yacimientos de petrleo, contienen originalmente muy poca materia orgnica. Esto se debe simplemente a la necesidad de preservar esta degradacin aerbica en el mo-

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Materia VivaLpidos Hidrocarburos Protenas glcidos Conservacin

gran nmero de cuencas sedimen-tarias, un gradiente de 3 C/100m representa un valor medio aceptable. El factor ms importante en el origen del petrleo es la historia trmica de las rocas generadoras. Durante la diagnesis, la mezcla compleja de componentes hidrocarburos produce toda una serie de reacciones de baja temperatura que a su vez provocan la formacin de ms hidrocarburos, y de otros materiales, debido a las prdidas de oxgeno, nitrgeno y azufre. Aqu la diagnesis se define con una cubierta de temperatura en el rango que va desde la temperatura superficial hasta los 50 grados centgrados.

Degradacin Microbiolgica

Degradacin Microbiolgica

Aminocidos azcares simples Policondensacin Acumulacin Masiva

C2O H2O

Turba

cidos flvicos cidos hmicos

Uno de los principales agentes de la transformacin durante la diagnesis temprana es la actividad microbiana. Los microorganismos aerbicos que viven Kergeno Lignito en la capa superior de los sedimentos consumen el oxgeno libre. Los Fsiles anaerbicos reducen los sulfatos para Petrleo geoqumicos Degradacin Trmica obtener el oxgeno requerido. La enerDesintegracin ga se suministra a travs de la descomHuilas posicin de la materia orgnica, la cual, Gas Desintegracin durante el proceso, se convierte en dixido de carbono, amoniaco y agua. Normalmente, la conversin se efecta Kergeno Antracita residual completamente en las arenas y parcialmente en los lodos. Algunos slidos como el carbonato de calcio organoFigura 2 Formacin de hidrocarburos a partir de materia orgnica detrial y el xido de silicio se disuelven, alcanzan una saturacin y vuelven a premento del depsito. En las rocas porosas, el agua cipitarse junto a los minerales autognicos, como cargada de oxgeno disuelto circula libremente, sulfuros de hierro, cobre, zinc, siderita, etctera. mientras los sedimentos de grano fino (arcilla, lodo calcreo fino) constituyen rpidamente un medio Dentro del sedimento, el material orgnico tiende cerrado. En este ltimo tipo de rocas, comnmente al equilibrio. Los polmeros o biopolmeros llamado roca madre, se conserva la materia orgni- biognicos previos (protenas, carbohidratos) se ca para posteriormente formar el petrleo y el gas. destruyen debido a la actividad microbiana durante la sedimentacin y diagnesis primaria. Luego, sus En una cuenca de sedimentacin el depsito de nue- constituyentes se reagrupan progresivamente en vas capas contina, en general, durante millones de nuevas estructuras policondensadas (geopoaos. Los sedimentos depositados con anterioridad lmeros) precursores del kergeno. Cuando el deson sepultados bajo cientos o miles de metros de depsito de la materia orgnica derivada de las planpsitos posteriores, y as se ocasiona un aumento con- tas es masivo, comparado con la contribucin misiderable de la temperatura. Este incremento o neral, se forma la turba y luego los carbones cafs gradiente geotrmico vara de 1.5 a 8 C/100m; en un (lignito y carbn sub-bituminoso), el hidrocarburoEstado Disperso

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ms importante formado durante la diagnesis. El final de la diagnesis de la materia orgnica sedimentaria se sita en la forma ms conveniente cuando los cidos hmedos extrables han disminuido hasta una cantidad menor, y la mayor parte de los grupos carboxilo han sido eliminados. Catagnesis Los procesos por los cuales la materia orgnica es alterada debido al efecto del aumento en la temperatura se llaman Catagnesis. El depsito consecutivo de los sedimentos tiene como resultado el entierro de los lechos previos, a una profundidad que alcanza varios kilmetros de recubrimiento en cuencas subsidentes. Esto, junto con los movimientos tectnicos, representa un aumento considerable en la temperatura y la presin. Las temperaturas en la tierra se incrementan de 2 a 5 grados centgrados por cada 100 metros de profundidad. Un aumento lineal en la temperatura causa un incremento lineal logartmico en la razn de reaccin para la mayora de las reacciones involucradas en la formacin del petrleo. El aumento en la temperatura incrementa la solubilidad en los fluidos de los sedimentos de algunos compuestos orgnicos; tambin convierte los slidos a lquidos y los lquidos a gas, e incrementa su habilidad para moverse y migrar. La catagnesis est definida dentro del rango de 50 a 100 grados centgrados. La presin geosttica debida a la sobrecarga puede ser de 300 a 1,000 1,500 bars. Tal aumento en la presin y temperatura coloca al sistema fuera de equilibrio, y da como resultado nuevos cambios. La materia orgnica experimenta entonces transformaciones mayores a travs de una evolucin progresiva: el kergeno produce primeramente petrleo lquido; en una etapa subsecuente, se obtiene el gas hmedo y condensado (tanto el aceite lquido como el condensado van acompaados de una cantidad considerable de me-

tano); posteriormente los depsitos orgnicos masivos se modifican como diversas clases de carbn y producen tambin hidrocarburos. Conforme la temperatura contina aumentando, se rompen ms enlaces por ejemplo, los enlaces de ster y algunos carbono carbono. Las molculas de hidrocarburos, particularmente las cadenas asflticas, se producen a partir del kergeno y de los compuestos de nitrgeno (N), azufre (S), oxgeno (O) previamente generados. Algunos de los hidrocarburos liberados son molculas biogenticas C15 C30 comparables con los fsiles geoqumicos que fueron anteriormente entrampados en la matriz del kergeno. La mayor parte de los nuevos hidrocarburos producidos durante la zona principal de la generacin de aceite tienen peso molecular de intermedio a bajo. No disponen de una estructura caracterstica o distribucin especfica, contrariamente a los fsiles geoqumicos que progresivamente se diluyen por estos nuevos hidrocarburos (figura 3). Esta es la etapa ms importante en la formacin de aceites, aunque la generacin de aceite lquido va acompaada de la formacin de una significativa cantidad de gas.

0 Hidrocarburos formadosCH4 Bioqumico

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Fsiles geoqumicos

Profundidad en kilmetros

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ACEITE formado por 3 degradacin trmica del kergeno

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GAS formado por desintegracin trmica del kergeno y del aceite CH4

Figura 3 Evolucin del kergeno

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Zonas de evolucin del kergeno


A medida que la temperatura y el sepultamiento continan aumentando, la ruptura de los enlaces carbono carbono se presenta con ms frecuencia y altera tanto a los hidrocarburos ya formados de la roca generadora como al kergeno remanente. Los hidrocarburos ligeros se generan a travs de esta desintegracin, mientras que en los hidrocarburos de la roca generadora y el petrleo su proporcin aumenta rpidamente. Debido a la cintica de la formacin y a la estructura del kergeno, el metano se convierte velozmente en el compuesto liberado predominante. La transformacin global que se presenta durante la catagnesis es equivalente al proceso de desproporcin. Por una parte, se generan hidrocarburos de contenido de hidrgeno creciente con una relacin atmica hidrgeno/carbn promedio de 1.5 a 2.0 en el crudo, y 4.0 en el metano puro. Por otra parte, el kergeno residual llega a ser agotado en hidrgeno con una relacin atmica hidrgeno/carbn de aproximadamente 0.5 al final de la etapa de catagnesis. El final de la catagnesis se alcanza en el intervalo en donde se completa la desaparicin de las cadenas asflticas de carbono en el kergeno, y en donde se inicia el desarrollo de un ordenamiento de sus unidades bsicas. Metagnesis En este estado, los minerales experimentan una transformacin bajo condiciones de temperatura muy alta (entre 150 y 200 grados centgrados). Los minerales arcillosos pierden su intercapa de agua y alcanzan un alto grado de cristalinidad; los xidos de hierro contienen agua estructural (Goethita) y cambian a xidos sin agua (Hematita); tambin ocurre una severa disolucin por presin y recristalizacin, adems de la formacin de cuarcita e, inclusive, la desaparicin de la estructura original de la roca. Las rocas ricas en materia orgnica sufren bajo estas condiciones de temperatura la metagnesis de la materia orgnica. En este estado, los constituyentes orgnicos estn compuestos solamente de metano y carbn residual, y entonces algunos cristales ordenan su desarrollo. El carbono se transforma en antracita. La produccin, acumulacin y preservacin de materia orgnica no degradada es un

prerrequisito para la existencia de rocas generadoras de petrleo. El trmino materia orgnica o material orgnico se refiere al material comprendido de molculas orgnicas derivadas directa o indirectamente de ciertas partes de los organismos vivos, las cuales son depositadas y preservadas en sedimentos. En funcin de los eventos geolgicos que sucedan, parte de la materia orgnica sedimentaria puede ser transformada en compuestos de petrleo. Por eso es importante tomar en cuenta que durante la historia de la Tierra, las condiciones de sntesis, depsito y preservacin de la materia orgnica cambiaron considerablemente. Desde el Precmbrico (ms de 570 millones de aos) y hasta el Devnico (367 millones de aos), la produccin primaria de materia orgnica se realiz a partir del fitoplancton. A partir del Devnico, se dio un gran incremento en la produccin primaria debido a la contribucin de plantas superiores terrestres. En el presente, el fitoplancton marino y las plantas superiores terrestres producen igual cantidad de materia orgnica. Metagnesis del gas seco Una vez que el material ms dbil se elimina, se presenta a travs de la catagnesis con un alto grado de ordenamiento, una reorganizacin estructural en el kergeno. Sin embargo, en esta etapa (metagnesis) no se generan cantidades significativas de hidrocarburos a partir del kergeno, excepto una pequea cantidad de metano. Las cantidades grandes de metano se pueden obtener como resultado de la desintegracin de los hidrocarburos de la roca generadora y del petrleo lquido acumulado en los yacimientos. La estabilidad del metano, aun a temperaturas superiores (hasta cerca de 550 C), es tal que las profundidades de perforacin actuales y futuras cercanas no alcanzarn las zonas en las que el metano pueda ser destruido a causa de la temperatura. No obstante, el metano se puede destruir debido a la presencia del azufre que puede presentarse originalmente como azufre libre debido a que la materia orgnica puede reaccionar con los sulfatos a temperaturas altas para producir azufre libre. A su vez, el azufre puede reaccionar con el metano para formar H S.2

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El bixido de carbono se origina durante la diagnesis como parte del proceso de eliminacin del kergeno. Tambin puede generarse algo de metano diagentico, particularmente de la materia orgnica de origen continental. Normalmente a ste se le denomina gas de diagnesis temprana. Durante la etapa principal de formacin de aceite tambin se generan hidrocarburos ligeros que se vuelven progresivamente ms importantes, como lo indica la relacin creciente de gasaceite. Sin embargo, en esta etapa el metano normalmente queda subordinado a los hidrocarburos ms pesados. A mayor profundidad, la desintegracin da origen a la etapa catagnica de formacin de gas (en la que el metano es definitivamente predominante), y posteriormente a la etapa metagentica de gas seco (cuando solamente se genera metano), puede reaccionar con el metano para formar H2S. Formacin del gas Los hidrocarburos gaseosos: metano, bixido de carbono y sulfuro de hidrgeno, se generan en diversas etapas de la evolucin de la materia orgnica en los sedimentos. Se pueden formar por actividad bacterial en el sedimento joven depositado recientemente en el fondo de los mares o lagos. Normalmente se denomina gas biognico. El bixido de carbono se origina durante la diagnesis como parte del proceso de eliminacin del kergeno. Tambin puede generarse algo de metano diagentico, particularmente de la materia orgnica de origen continental. Normalmente a ste se le denomina gas de diagnesis temprana. Durante la etapa principal de formacin de aceite tambin se generan hidrocarburos ligeros que se vuelven progresivamente ms importantes, como lo indica la relacin creciente de gasaceite. Sin embargo, en esta etapa el metano normalmente queda subordinado a los hidrocarburos ms pesados. A mayor profundidad la desintegracin da origen a la etapa catagnica de formacin de gas (en la que el metano es definitivamente predominante), y posteriormente a

la etapa metagentica de gas seco (cuando solamente se genera metano). Durante la catagnesis y la metagnesis, se produce el sulfuro de hidrgeno junto con metano. Se pueden generar a partir del kergeno y de los compuestos de azufre lquidos en el crudo. Cuando hay azufre libre, ste tambin puede reaccionar con los hidrocarburos para producir H2S. El sulfuro de hidrgeno es particularmente abundante cuando la propia materia orgnica es rica en azufre, como sucede con las secuencias de carbonatos y carbonato evaporita. En tales condiciones geolgicas, la generacin de H2S parece verse favorecida a gran profundidad (tpicamente 3,000 a 4,000 m) y generalmente, en el mismo intervalo de temperatura que el metano. Finalmente, el bixido de carbono se puede generar en la ltima etapa de la historia del petrleo, es decir, cuando las acumulaciones de crudo son degradadas, especialmente por actividad bacterial (figura 4). Migracin primaria Una vez creado, el petrleo se ubica dentro del espacio poroso de la roca generadora que por su propia naturaleza se encuentra ocupado por agua. As, como no existe permeabilidad suficiente entre agua

Figura 4 Etapas de generacin del petrleo

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y petrleo debido a su incompatibilidad de densidades, se crea una fuerte presin interna en la roca que propicia la expulsin del petrleo por poros minsculos que, fractura la matriz mineral a su salida o aprovecha fallas preexistentes e inicia el proceso denominado migracin primaria (figura 5). En promedio, el 40% del petrleo queda aprisionado en la impermeable roca generadora aunque, excepcionalmente, se pueda tener una tasa de expulsin del 80%, pero nunca del 100%. Se conocen tres etapas de migracin primaria asociadas a la permeabilidad relativa: la inmadurez en la que con 20% de petrleo y aunque haya mucha agua no se satura el espacio poroso y por lo tanto no hay expulsin; la madurez precoz con el 60% del petrleo

generado, en la que ya se ha saturado el espacio y se ha iniciado la expulsin y migracin; el resto de la maduracin hasta llegar al 100%, en la que el petrleo excedente sale de la roca. Finalmente en la senilidad se agota la capacidad de generacin y no hay ms expulsin de petrleo. En los espacios porosos presentes en los conductos permeables, las gotas de petrleo se renen y se movilizan hacia las zonas de presin ms baja para encontrar en las rocas vecinas las condiciones de porosidad y permeabilidad suficientes (rocas almacenadoras) para emplazarse dentro de ellas y habilitar el proceso de migracin secundaria. Migracin secundaria Es conveniente aclarar que siempre existen prdidas de hidrocarburos durante esta migracin debido a las mltiples vas de comunicacin alternas (laterales y verticales); adems, parte de este petrleo permanece adherido a las superficies de los granos de roca por las que atraviesa. Por su parte el agua intersticial ayuda a vencer la capilaridad del espacio poroso y a que el petrleo llegue a niveles superiores. El viaje termina cuando el petrleo se encuentra con una roca impermeable que le impide el paso a posiciones ms lejanas y por lo tanto no lo deja escapar. Precisamente la ubicacin de los yacimientos petroleros depende de la forma de las rocas almacenadoras. Se puede tratar, entre otros, de capas idealmente paralelas as formadas desde el momento de su depsito con suficiente porosidad y permeabilidad como algunas capas de arena, o de las reas con arrecifes de corales. Tambin se pueden encontrar espacios ms sofisticados, resultado de deformaciones por movimientos tectnicos que modifican las formas originales y

Figura 5 Migracin Primaria

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crean altos estructurales capaces de acumular petrleo (figura 6). Las estructuras debidas a deformaciones pueden ser alteradas por rompimientos de las capas de roca. Estos rompimientos pueden construir vas

cias al uso combinado de la geologa y la geoqumica. Con la ayuda de estas ciencias es posible predecir las reas en donde pueden ocurrir nuevos descubrimientos de aceite y/o gas; conocer mejor los yacimientos existentes; detectar problemas en las instalaciones de produccin e, inclusive, mejorar los procesos. El estudio de una cuenca describe a las rocas sedimentarias en el momento de su depsito y deformacin estructural, as como a las trampas individualmente perforables (Prospectos) o a una serie de trampas relacionadas (Plays). Contempla, tambin, una serie de trampas cuya informacin es insuficiente para sustentarla o carece de la calidad necesaria, y entonces no se consideran como prospectos. II. ERAS GEOLGICAS Una de las diferencias ms importantes entre gelogos y cientficos es su actitud respecto al tiempo. Muchos procesos de reacciones fsicas y qumicas medidos en laboratorio operan sobre periodos o escalas de tiempo de segundos o fracciones de segundo, mientras que los procesos geolgicos observables directamente ocupan un lugar muy importante en un espacio de tiempo determinado. Los terremotos pueden durar minutos o segundos, pero las ondas ssmicas generadas por el terremoto tardan minutos u horas para viajar a lo largo de la Tierra o su superficie. La erosin y el transporte de grandes cantidades de polvo, cantos rodados, arena, sedimentos y arcilla a travs de un ro, requiere pocos das. Las barras de arena de la playa se mueven hacia dentro y hacia fuera durante das o semanas. En estos procesos podemos ver o sentir lo que est ocurriendo, mientras que otros no pueden ser observados directamente. Esto es an ms evidente cuando las escalas de tiempo son de cincuenta aos o ms; en estos casos nuestra memoria comienza a fallar y es entonces cuando recurrimos a registros histricos como, por ejemplo, para medir qu tanto se ha llenado un terreno pantanoso, qu tanto se ha erosionado una ladera, o cunto ha cambiado su curso un ro.

Figura 6 Migracin secundaria

de migracin hacia porciones ms someras o bien crear yacimientos mltiples conocidos como trampas (figura 7). La mecnica de generacin o de expulsin, migracin y acumulacin del petrleo en trampas, as como su preservacin en el subsuelo, es en realidad el proceso del sistema petrolero. Un sistema petrolero describe las relaciones genticas entre un volumen de roca generadora madura y todo el aceite o el gas que emana en su momento crtico. El anlisis de sistemas petroleros incluye elementos esenciales para detectar una acumulacin de petrleo gra-

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cos aos que los cientficos han reconocido un patrn mundial de tiempo para estos movimientos. Por qu se tiene especial cuidado con la escala de tiempo? Una de las razones ms importantes radica en el corazn de la geologa: la historia de la evolucin de la Tierra tal como la concebimos actualmente. Las montaas que conocemos actualmente son de gran importancia en las escalas de tiempo pues proporcionan informacin valiossima sobre lo sucedido en nuestro planeta durante millones de aos. Esta idea proviene de una vieja regla de la ciencia fsica: si dos cosas se formaron en diferentes pocas, es como si se hubieran creado por procesos diferentes. La mayor parte del tiempo utilizamos este mtodo emprico de manera inconsciente, pero algunas veces lo hacemos de forma acertada, como una gua para pensar en un problema especfico. As, se han encontrado rocas de menos de 200 millones de aos Figura 7 Generacin, migracin y acumulacin de hidrocarburos en la profundidad del ocano, que nos han llevado a suponer que el mar tiene esta El tiempo se mide por relojes radiactivos y se infiere misma edad. Si una distancia de 10,000 km es utilizapor el razonamiento de las medidas de los procesos da para representar el ancho promedio del ocano, fsicos y qumicos involucrados. Se ha concluido que que es la distancia entre las placas continentales, la la Tierra tiene cerca de 4.7 billones de aos de anti- separacin es de 10,000 km /200 millones de aos, es gedad. Qu ha sucedido en todo este tiempo? decir, 5 centmetros por ao. Cunto tiempo le llev al proceso geolgico crear las montaas o destruirlas? Cul es el periodo de vida La conocida Falla de San Andrs en California, EU, que de un ro? Para cada una de estas escalas el tiempo se encuentra a lo largo de la placa del Pacfico Norte, vara desde unas cuantas decenas de aos hasta unos se desliz en el pasado sobre la placa de Norteamrica. Algunos lugares a lo largo de la falla han sido estudiabillones de aos. dos durante casi un siglo. En este lapso, la falla ha Para una sociedad organizada la escala de tiempo es sufrido deslizamientos de 4 a 6 centmetros por ao muy importante. En una escala geolgica de millones debido a terremotos y a la misma repeticin del feno cientos de millones de aos, la Tierra est lejos de meno. A lo largo de un gran periodo de tiempo, el permanecer estable. Durante ese lapso los continen- rgimen de movimiento puede ser determinado comtes, ocanos y cadenas montaosas se han movido parando formaciones geolgicas distintivas que se han horizontal y verticalmente grandes distancias. Aunque deslizado por la falla y las partes separadas que se la evidencia de gran inestabilidad nos rodea, hace po- mueven a lo largo de una y otra.

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Los movimientos verticales pueden ser evaluados por los datos de depsitos marinos que se encuentran cerca del nivel del mar. Las montaas formadas por rocas y fsiles marinos han sido levantadas 3,000 metros en 15 millones de aos, con un promedio de 0.2 milmetros por ao. Hace aproximadamente 40,000 aos, durante el ltimo glaciar, el rea comprendida actualmente por Noruega, Suecia y Finlandia fue cubierta por dos o tres kilmetros de hielo.

en las montaas. Los gelogos saben cmo utilizar esta informacin para realizar trabajos de ingeniera como un medio de corte para estudiar las secciones de roca expuestas. Bajo esta perspectiva, es posible calcular las dimensiones de un lugar como el Gran Can del ro Colorado que tiene ms de 1.5 kilmetros de profundidad en algunas secciones, con un ancho de 6 a 30 kilmetros y una longitud de 450 kilmetros (figura 8).

En el Gran Can podemos encontrar gran cantidad de Aunque lentos, los procesos erosionales desgastan rocas de distintas formas y tamaos con patrones caraccontinuamente la corteza terrestre. La velocidad de tersticos tiles para reconstruir la historia geolgica. erosin puede ser estimada si se aaden los productos desintegrados y disueltos por este fenmeno y que son transportados por los ros y el viento. La velocidad de erosin que se registra en el continente norteamericano ha sido estimada en cerca de 0.03 milmetros por ao. As, para abrir una cuenca ocenica se necesitan cientos de millones de aos; cerca de 20 millones de aos para elevar una montaa y 100 millones de aos para rebajarla a nivel del mar. La Tierra ha experimentado muchos ciclos de formacin y erosin de montaas en cuatro millones de aos. Sin elevaciones montaosas y otras forFigura 8 Vista panormica del Gran Can del Colorado maciones, la Tierra se reducira al nivel del mar. Lo primero que puede apreciarse en estas rocas es Registro contenido en las rocas su pronunciada capa horizontal, resultado de los asientos de las partculas acarreadas por aire o agua El nico registro de los fenmenos sucedidos en el para formar capas de sedimentos. Esta afirmacin pasado geolgico se encuentra en las rocas preser- est claramente basada en la observacin de estas vadas de la destruccin erosional. Podemos encon- capas que se han depositado en las playas; y a las trar muchos lugares en donde las capas de roca con de lodo y sedimento que se acumulan en las orillas lneas superficiales expuestas no han sido alteradas de los ros. por el suelo o por cantos rodados. Tales exposiciones, denominadas afloramientos, varan su tamao Si se considera lo anterior, sera absurdo pensar que desde pequeas proyecciones de roca visibles en una capa sedimentaria puede ser depositada bajo una una ladera hasta capas expuestas en los ros de al- capa previa. As podemos concluir que cualquier capa tos riscos que forman las paredes de los caones nueva que se aade a la serie, siempre se har en la

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parte superior. Evidentemente debemos aadir como condicin indispensable, que ninguna serie deber ser deformada y completamente plegada en una etapa posterior. El tiempo de secuencia de la estratigraficacin es la base simple para la escala del tiempo estratigrfico. Estas generalizaciones tan sencillas son un buen ejemplo del conocimiento: los verdaderos grandes descubrimientos son aqullos que nos resultan perfectamente obvios gracias a que alguien los ha descubierto para nosotros. Nicolaus Steno, fsico italiano, formul en 1669 el principio de la horizontalidad original y el de la superposicin; tambin fundament el principio de la continuidad original, segn el cual, las capas sedimentarias forman al mismo tiempo de la depositacin una hoja continua que termina solamente por adelgazamiento, por cambios graduales de la capa, diferente por su composicin o por confinamiento de una pared o barrera, tal como la lnea costera que confina un rea deposicional. Partiendo de la ley de la continuidad se puede tomar intuitivamente la idea de que la cara de una capa, tal como se puede ver en la excavacin de una carretera o en el Gran Can, es la etapa de rompimiento o erosin de una hoja continua. Con base en estos tres principios se podra construir el reloj estratigrfico, siempre y cuando, fuera posible establecer una longitud total de tiempo y el intervalo necesario para que todas las rocas se acomodaran en cada capa; se tuviera idea del tiempo que le toma a cada capa depositarse, y que todos los tiempos pudieran ser contabilizados por este reloj. Desafortunadamente, la ltima condicin sera muy difcil de lograr. Basndose en la observacin de flujo de los ros y de otros tipos de sedimentacin, pensamos que ciertos periodos de tiempo no son representados en una roca. Los sedimentos depositados en las orillas de los ros, como por ejemplo el histrico Nilo en Egipto, no se acumulan de manera constante y uniforme. La escala de tiempo de depsitos en lagos es de das; pero tambin existen escalas para los tiempos entre los lagos a un intervalo que puede variar de pocos aos a muchas dcadas. En otras palabras, una laguna o una interrupcin en la sedimentacin, puede ser dos o tres veces ms grande que la depositacin de sedimentos en las lagunas.

Edad de los fsiles Los fsiles, organismos antiguos conservados en algunas de estas rocas, constituyen otra herramienta til para establecer la secuencia de una serie de depositaciones de rocas sedimentarias formadas por carbonato de calcio (CaCo3) en forma de fragmentos de conchas de animales fsiles. Las pizarras son rocas endurecidas y compactadas de arcillas y lodo; y las areniscas, que estn formadas de granos de arena cementados, tambin pueden contener materiales fsiles tales como conchas y fragmentos de conchas. Algunas de estas conchas fsiles son fcilmente identificables cuando se les compara con sus similares de hoy en da. Muchas otras se parecen a los animales de la actualidad, pero obviamente son diferentes, y otros, que tambin son restos de conchas animales, no se parecen nada a los actuales. No todos los fsiles son de animales invertebrados como las almejas y las ostras. Los excavadores de capas formadas descubrieron hace millones de aos partes de algunos animales vertebrados como los reptiles o mamferos y en algunas ocasiones tambin se pueden observar hasta restos de dinosaurios, esqueletos de peces y dientes de tiburn .Las plantas fsiles son abundantes, particularmente las que se encuentran dentro de las rocas y en las que contienen capas de carbn, en donde es posible encontrar helechos, hojas, varas, ramas y hasta troncos completos. As se lleg a la conclusin de que estos fsiles representan formas de vida en diferentes periodos de tiempo y que gracias ellos podemos deducir el flujo de la evolucin de los organismos ms primitivos tan complicados como el homo sapiens. Uno de los primeros en dar este salto fue Leonardo da Vinci y posteriormente Nicolaus Steno. l compar, en el siglo XX, los dientes de los tiburones de la actualidad con los conocidos como dientes linguales de Malta en el Mediterrneo; concluy entonces que ambos provenan del mismo tipo de tiburn. Muchos objetaron la conclusin de Steno; pero las similitudes entre las formas de los animales modernos y estos fsiles, especialmente sus partes duras como dientes, huesos y conchas, se suman a un gran nmero de evidencias que pueden ayudar a determinar los orgenes de la Tierra. Pero, cmo influye todo esto para determinar una escala de tiempo? La principal evidencia se puede

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encontrar en las rocas del Gran Can en donde existe una gran variedad de fsiles en las rocas expuestas, particularmente en las calizas. Cada capa de calizas encierra una importante cantidad de fsiles de distintas especies, diferentes de una capa a otra. Este arreglo vertical de diversos fsiles se conoce como sucesin de fauna. En esta forma de vida en secuencia, los fsiles representan a las capas de rocas sedimentarias de los fsiles, la secuencia estratigrfica, la fauna y las series estratigrficas que tienen el mismo orden. Por conveniencia, para representar en un mapa las calizas y otras rocas, se deben agrupar en funcin de las capas de la misma edad estratigrfica y de los materiales con las mismas propiedades y apariencia fsica. Esta combinacin de propiedades y apariencia se conoce como litologa. Cada formacin representa un conjunto de capas de rocas distintivas que pueden ser reconocidas fcilmente como una unidad. Una vez que las formaciones y las secuencias estratigrficas hayan sido dibujadas en papel a travs de los aos, y en todo del mundo se lleguen a formar todas las sucesiones de fauna, se podrn comparar con las secuencias. Esta es la regla en las formaciones fosilferas de todas las edades desde el inicio del Periodo Cmbrico, cuando los animales con conchas evolucionaron. Estos ensambles fsiles pueden ser utilizados como huellas de formaciones; cada ensamble tiene una caracterstica distintiva, aun cuando algunas especies particulares pueden presentarse en diversas formaciones. Esta caracterstica de los fsiles en los sedimentos fue observada por William Smith en los conjuntos de fsiles que encontr en Inglaterra en 1793. Smith, ingeniero e inspector, trabaj en las minas de carbn y elabor mapas topogrficos de tneles. No tena idea de la evolucin orgnica que Darwin enunci aos ms tarde, sin embargo, hizo hincapi en las formaciones que contenan fsiles distintos pero con similitudes tiles para distinguir una formacin de otra. Como para el siglo XIX ya se conocan los elementos necesarios para dibujar una sucesin estratigrfica de rocas en diferentes lugares y niveles, los planos de Smith contaron con esos adelantos.

Interpretacin de la secuencia del Gran Can En el Gran Can, las rocas expuestas en la parte de abajo son oscuras y forman capas o cuerpos insertados en un corte transversal de estructuras. Algunas de ellas estn formadas por cristales de cuarzo y otras por partculas tan pequeas que son imperceptibles a simple vista. Estas caractersticas son interpretadas por los gelogos como evidencias de origen gneo; esto quiere decir que estas rocas fueron formadas por el enfriamiento y solidificacin de material caliente fundido o magma. Se infiere que los cuarzos cristalinos se formaron en las rocas mientras estuvieron sepultadas en la profundidad de la tierra; estas intrusivas se originaron como magma caliente que migr hacia las fracturas y otras fisuras que rodean las rocas. Los cristales grandes son caractersticos de las intrusivas y el resultado de un enfriamiento lento del magma que tiene lugar debajo de la superficie. Las rocas de grano fino, extrusivas, fueron formadas como flujos de lava y depsitos de ceniza de erupciones volcnicas. Sus caractersticas de textura fina indican el rpido enfriamiento en la superficie. Otro grupo de rocas expuestas en este ro son las de textura laminar o de hojas, conocidas como foliadas, formadas por la alineacin de minerales a lo largo o en planos ondulados. La foliacin puede confundirse con las capas. Estas rocas metamrficas fueron sedimentarias e gneas, pero han sido alteradas por la accin del calor y la presin que ejerce la profundidad que las sepulta. Las rocas ms bajas del ro, de la formacin Vishnu, son una mezcla compleja de rocas gneas y metamrficas. No tienen fsiles y no hay forma de conocer su edad observando sus minerales y su textura. No obstante, se sabe que la formacin Vishnu es la roca ms antigua del Gran Can. Debido a su posicin, proporciona la primera vista de su historia. Las rocas del Vishnu, originalmente formadas por flujos de lava, depsitos de ceniza y sedimentos, fueron sepultadas profundamente por rocas que actualmente las cubren; su metamorfosis se debi al calor y a la presin, y posteriormente fueron invadidas por el magma. Siguiendo a la Vishnu, se observa una capa en lnea discontinua; es decir una disconformidad angular con una superficie de erosin que separa dos conjuntos de rocas depositadas en forma no paralela. Esto significa que origi-

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nalmente las capas horizontales de abajo fueron deformadas y se erosionaron, aunque la capa inferior se deposit horizontalmente. Las rocas muestran en muchas partes la evidencia de tales deformaciones fsicas. Las capas sedimentarias, una vez que se encuentran horizontales, estn en lugares foliados (inclinados en una estructura ondulada) y fallados (quebrados y desplazados a lo largo de fracturas). Las mismas caractersticas estructurales, algunas veces ms difcilmente reconocidas, se encuentran en rocas gneas y metamrficas. Sin embargo, se puede aadir un episodio de deformacin y levantamiento a la historia de sedimentacin, sepultamiento y metamorfosis. Las rocas que se encuentran en el Vishnu son calizas, pizarras y areniscas. En las series del Gran Can, estas rocas no contienen fsiles de organismos con conchas como las del Cmbrico, ni rocas de eras ms jvenes, as es que no pueden ser atadas a una sucesin de fauna estndar. Las conclusiones de la inspeccin de estas series, es que son ms jvenes que la Vishnu, pero ms antiguas que las rocas subsecuentes, y su inclinacin es posterior a su posicin horizontal original. Las rocas sedimentarias como stas son perfectamente ordinarias en todos los aspectos, excepto por dos caractersticas: contienen fsiles sin conchas aunque pudieran contener organismos como las algas, y pueden estar asociados con deformaciones y rocas metamorfizadas como las del Vishnu. En el siglo XIX, las rocas de este tipo eran parte de un conjunto de estratos fosilferos jvenes conocidos como el Precmbrico, no obstante, siempre permanecieron en un foliamiento complejo y fallado en contraste con un menor nmero de deformaciones de rocas jvenes. (figura 9). Otra disconformidad claramente observable es la que separa las series del Gran Can en los guijarros cafs de tepetate. El tepetate no contiene fsiles pero su edad se puede determinar refirindola a otras formaciones porque se mezcla entre ellas creando una sucesin. Ms arriba de esta formacin se encuentra otra constituida bsi-

camente de pizarra, denominada Angel Brillante. Esta pizarra contiene pocos fsiles, muchos de los cuales son trilobites artrpodos extintos relacionados con los actuales cangrejos. Las distinciones entre los trilobites de diferentes edades pueden ser utilizadas por los paleontlogos para fechar estas rocas. Comparando las especies de trilobites de diferentes secuencias estratigrficas en distintas partes del mundo se ha elaborado una sucesin compuesta. Como resultado de estos estudios, los gelogos han encontrado que la pizarra de ngel Brillante que se encuentra abajo del tepetate no fosilfero en la parte oeste del Can es ms antigua que la del este del mismo. Esto indica que el mar en el que se deposit esta pizarra se movi posteriormente al este. La pizarra ngel Brillante empez a depositarse en el mar y gradualmente se movi hacia la tierra como prueba de la trasgresin. Una vez ms, la simple evidencia geomtrica permite concluir que el mar avanz lentamente del oeste al este; transporta continuamente la arena a lo largo de las playas, y el lodo a la profundidad del mar. Por el contrario, la retirada del mar y la distribucin inversa de sedimentos con relacin a las lneas marinas se conoce como regresin. Aun a gran distancia, la mayora de las formaciones que se ven en las paredes del Gran Can se pueden distinguir fcilmente. La siguiente formacin es una caliza llamada Temple Butte, delgada y fcilmente imperceptible a lo

Figura 9 Afloramiento de una estructura ondulada

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largo de las paredes del Can. Lo importante de stas calizas es que contienen esqueletos fsiles de organismos primitivos. Se sabe, por la sucesin general de animales fsiles que estos peces vivieron en una etapa muy posterior a la de los trilobites del Muav. Los fsiles de animales marinos que vivieron en la etapa de sedimentacin del Muav y el Temple Butte se han visto en formaciones de varias partes del mundo. Estas son evidencias de una gran brecha en los registros, de una disconformidad entre la Muav y el Temple Butte. Si algn sedimento fue depositado durante esta etapa, representada por una disconformidad, fue posteriormente erosionado sin dejar rastro. La secuencia implic una historia de sedimentacin del Muav y sepultamiento (pero sin deformacin, permanece horizontal), antes de ser levantada, erosionada y posteriormente cubierta por los sedimentos que integran ahora la formacin Temple Butte. La disconformidad entre Temple Butte y las calizas de Redwall representan un tipo de brecha, al igual que la disconformidad entre las formaciones Redwall y la Supai. La era de Redwall es conocida por su esparcido contenido de fsiles no marinos y de plantas como aqullos que se encuentran en las capas de carbn de Estados Unidos y Europa. De igual importancia son las huellas de reptiles primitivos de la formacin Supai (figura 10).

Depositacin Horizontal

Capas FoliadasSinclinal Anticlin

Falla Normal

Fallas

Falla Inversa

En las paredes del Gran Can se encuentran otras disconformidades, precisamente en la parte superior de la formacin de pizarras rojas llamada Supai. La Hermit es sucedida por Figura 10 Tipos de estructuras las arenas de Coconino que contienen ms huellas de animales vertebrados, aunque se distingue Si se hiciera una inspeccin detallada de las secciode otras capas porque no es uniforme y horizontal y nes del Gran Can, se observaran formaciones ms est compuesta por muchos sedimentos compactados jvenes que el Kaibab. Partiendo de las sucesiones con materiales con inclinaciones de 35. Este tipo de fragmentarias, se podra construir una composicin capas se conoce como cruzadas; caracterstica de las que incluira arenas rojas, cafs, grises y amarillas, condunas de arena sobre la tierra y de las formadas en glomerados y pizarras que contienen los famosos troncorrientes de ros y bajo el mar. Basndose en huellas cos petrificados, y en algunos lugares hasta restos de de animales vertebrados y en los tipos de dunas en dinosaurios. capas cruzadas, muchos gelogos creen que la formacin Coconino naci por accin del viento. La si- Las rocas del Gran Can contienen muchas historias guiente formacin que se observa en esta secuencia sobre el avance y retroceso de los mares, de la aparies la Kaibab. cin y desaparicin de diferentes tipos de organismos

Plegamiento Fallado

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y de los de medios terrestres y marinos en los que esta remarcable variedad de sedimentos fue depositada. Pero una de las historias ms importantes es la del tiempo que est representado en las rocas del Gran Can y registrado en las disconformidades entre muchas de las formaciones. De la escala de tiempo radiactivo, basada en los elementos radiactivos de los minerales, se sabe, por ejemplo, que la formacin Vishnu tiene una edad que va de 1,400 a 1,500 millones de aos, y que la parte superior de Kaibab tiene cerca de 225 millones de aos. Las rocas como registro de los movimientos de la Tierra Las disconformidades no slo datan los intervalos de erosin, tambin registran los movimientos ms antiguos de la Tierra. Las capas ubicadas bajo tales disconformidades fueron foliadas, inclinadas, falladas y levantadas antes de que se produjera la erosin. Este fenmeno antecedi a los movimientos de la Tierra por la subsidencia de la corteza que pudo contabilizar no slo los cambios debidos a la erosin sino tambin a la sedimentacin. Las disconformidades se pueden explicar como registros de periodos de la construccin de las montaas, aunque en la actualidad slo se ven sus races. Las disconformidades brechas de tiempo entre dos unidades que han formado capas planas paralelas son menos drsticas pero tambin implican la misma secuencia general de levantamiento, erosin y subsidencia. Existen otras formas para describir las secuencias de tiempo. No obstante, las rocas gneas no estn estratificadas como sedimentos, tambin tienen caractersticas que las colocan en una escala de tiempo. Las intrusiones gneas inyectadas como un magma mvil pueden mostrar contactos suaves. Estos contactos cortan de manera cruzada e interrumpen las estructuras originales en las rocas. Tales cortes de intrusiones forman las discordancias. Son tipificadas por hojas delgadas denominadas diques que se pueden acoplar a cualquier ngulo. Las intrusiones pueden mostrar contactos concordantes, como los travesaos, que siguen las capas de los sedimentos dentro de los cuales son intrusionadas. Las concordancias y las discordancias relacionadas entre las rocas gneas y las sedimentarias adyacentes, metamrficas y otras rocas gneas, pueden ser utilizadas para datar estas formaciones de la

misma forma que las leyes de Steno relacionadas con la horizontalidad original y la superposicin que se puede usar para figurar las edades relativas de los sedimentos. De manera similar, los pliegues y las fallas pueden encajar en secuencias de tiempo como un pozo. Hutton y el uniformitarismo No obstante que se ha utilizado el razonamiento en la interpretacin de las secuencias del Gran Can y aparentemente sta es correcta, fue hasta el siglo XVII cuando los gelogos estuvieron listos para creer que haba habido una evolucin en la superficie de la Tierra. Hasta entonces se encontraron con el reto de dar una explicacin sobre la formacin de rocas bajo la perspectiva de que la Tierra fue creada por Dios con sus valles, ros y montaas tal como se ve actualmente. La manera actual de observar la Tierra reconoce adems los constantes cambios debidos a las fuerzas geolgicas que modifican la superficie y el interior de nuestro planeta. Un caballero escocs, James Hutton, mostr el camino con su libro Teora de la Tierra con pruebas e Ilustraciones, presentada por primera vez a la Sociedad Real de Edimburgo en 1785. La gran orientacin de Hutton es su reconocimiento a la naturaleza cclica de los cambios geolgicos y la forma como los procesos ordinarios, operaciones por grandes intervalos de tiempo, pueden efectuar cambios importantes. l razon, partiendo de la observacin, que las rocas decaen lentamente y se desintegran bajo la accin del agua y el aire. Este proceso descomposicin de la roca produce ruinas de grava, arena y sedimentos, y fomenta la erosin de la Tierra. El agua y el aire tambin actan como medios de transporte de las partculas, muchas de las cuales terminan muy arriba o abajo del nivel del mar. Los depsitos son compactados, cementados hasta que finalmente se vuelven rocas sedimentarias, en un tiempo posterior segn Hutton, el calor subterrneo y la expansin trmica pueden producir una intrusin de rocas gneas. El episodio plutnico podra estar acompaado por un levantamiento de sedimentos y deformacin interna de pliegues y fallas y por la construccin de montaas u orogenia. Los sedimentos marinos emergen en forma de tierra llevando los depsitos a las partes altas en donde son erosionados en la tierra que nuevamente emerge y as vuelve a iniciarse el ciclo.

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Hutton observ y estudi cada etapa del ciclo: en el caso de las montaas erosionadas, los ros transportan las partculas de roca al mar, las olas del mar golpean las rocas, las arenas y los lodos caen al fondo y posteriormente son sepultados en el fondo del mar. Debido a las leyes qumicas y fsicas, el comportamiento geolgico no cambia y entonces con el tiempo se puede inferir, mediante el estudio de los procesos en el presente, su comportamiento en el pasado. Hutton, seguido por Charles Lyell (Principios de Geologa, 1830), utiliz y public este principio de uniformitarismo. Este uniformitarismo, como se conoce actualmente, no apoya el precepto de que la velocidad de los cambios geolgicos o su naturaleza precisa tengan que ser los mismos. El vulcanismo pudo ser ms frecuente en el pasado que ahora. No obstante, los volcanes de la antigedad seguramente liberaron gases y depositaron capas de ceniza y flujo de lava, tal como los modernos cuando hacen erupcin. Uno de los razonamientos de los gelogos sobre el estudio de la erupcin del volcn Santa Helena, fue aprender cmo interpretar los depsitos de los volcanes antiguos. Muchos de los conceptos utilizados en el campo moderno de la interpretacin se basan en los descubrimientos hechos por los gelogos a fines de los siglos XVIII y XIX, pero fue Hutton el primero en reconocer que los cuerpos gneos deben ser ms jvenes que las rocas que intrusionan. Hutton tambin observ que los fragmentos de rocas en formaciones sedimentarias o gneas deben pertenecer a rocas ms antiguas de las que forman parte, y fue la primera persona que tuvo la idea de que un ciclo de levantamiento, erosin, subsidencia y sedimentacin, podra mostrarse como una disconformidad en los registros estratigrficos. Con estos principios, los gelogos del siglo XIX abrieron una nueva era. La historia contenida en formaciones de rocas pudo finalmente ser descrita, y quienes escribieron lograron viajar tiempo atrs para ver las capas antiguas. Esto hizo posible reconstruir las interrelaciones entre montaas, ocanos, climas, animales y plantas desde hace mucho tiempo. Ahora, la geografa y la geologa tienen una contraparte histrica: la paleogeografa y la paleologa.

Evolucin y escala de tiempo El concepto de la evolucin tuvo gran impacto debido a que su estructura terica apoy el concepto de que el tiempo relativo cambi en las especies fsiles y que podran utilizarse para elaborar una escala estratigrfica de tiempo. Los nombres de los periodos de tiempo fueron tomados con base en tres preceptos: la localidad geogrfica en donde las formaciones se presentaron mejor; el lugar en donde fueron primeramente estudiadas; o bien, por algunas caractersticas particulares de su propia formacin. Por ejemplo, el Jursico se denomin as por las montaas Jura de Francia y Suiza, as como el Carbonfero fue denominado, a su vez, por las rocas sedimentarias con carbn de Europa y Norteamrica. Cada periodo de la escala de tiempo estratigrfico es representado por un sistema apropiado de rocas, y diferenciado por periodos de tiempo y sistemas. Cada una de estas unidades es representada por pocas y los sistemas por series. Las pocas y las series tienen nombres geogrficos, a excepcin de los nombres antiguos de muchas de las pocas que son llamadas simplemente Superiores, Medias e Inferiores. El tiempo absoluto y la escala de tiempo geolgico La pregunta sobre cuntos aos estn exactamente representados en una roca en la escala de tiempo estratigrfico ha sido debatida durante los ltimos 2,500 aos. Se sabe que Xenophanes (570 470 aos AC) fue el primero en reconocer a los fsiles como restos de formas de vida as como en relacionarlos correctamente con las rocas originadas por sedimentos en el fondo marino. Ms an concluy que tales rocas y fsiles deben tener una gran edad. Alrededor del ao 450 antes de Cristo, el gran historiador griego Herodotus naveg a lo largo de la parte baja del ro Nilo. Sus observaciones le permitieron razonar que el delta del Nilo fue formado por una serie de inundaciones; despus dedujo que si una simple inundacin form una delgada capa de sedimentos, debi tomarle miles de aos crecer al delta del Nilo. La evidencia demanda un gran periodo de tiempo para tener cualquier efecto en la transformacin de las montaas y la acumulacin de sedimentos. En la bsqueda de la escala de tiempo de procesos y utilizando la idea del uniformitarismo, los gelogos

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han podido definir que las rocas son muy antiguas y an ms la Tierra. Al mismo tiempo, los fsicos disfrutan de una nueva serie de actividades. Aplicando las ideas de Galileo y Newton, quien en 1687 estableci las bases para la teora de la gravedad, los fsicos pudieron calcular el tiempo que se requiere para la formacin y rbitas de los miembros del sistema solar. El tiempo necesario observado es mucho mayor que el registrado en la Biblia. Sin embargo, antes del siglo XIX los fsicos slo se apegaban a los preceptos religiosos ortodoxos. Isaac Newton fue un hombre devoto. A pesar de esto, a mediados del siglo XVIII el francs Comte de Bufn analiz la velocidad de disolucin y enfriamiento de unas bolas de acero. Sus conclusiones las resumi en una interrogante: en el interior de la Tierra debe haber metal para calcular cunto tiempo le tom enfriarse. Su resultado, 75,000 aos, no fueron tan satisfactorios: para los fundamentalistas, fue mucho tiempo y para muchos gelogos fue muy poco. Ms tarde, Herman Ovni Helmholtz, uno de los fundadores de la ciencia termodinmica, analiz el problema de la luminosidad del sol y posteriormente Immanuel Kant calcul que si la luminosidad del sol proviene de una combustin ordinaria solamente podra permanecer ardiendo mil aos. Despus determin que provena de un calor que requera una contraccin gravitacional de la gran masa del sol y partiendo de este estudio, determin que la edad de la Tierra era de 20 a 40 millones de aos. El descubrimiento de mayor importancia para el mundo lleg en 1895 cuando, un fsico francs, Henri Becquerel descubri la radiactividad en sales de uranio casi al mismo tiempo que el alemn Willhelm descubri los rayos X. Poco despus, Marie Curie hizo el crucial descubrimiento y aislamiento del radio, elemento radiactivo. En 1905 el fsico Ernest Rutherford complementa el estudio al descubrir que los procesos radiactivos de los minerales podan ser utilizados para fechar las rocas. l dat un mineral uranio en su laboratorio en la Universidad de McGill en Montreal, Canad. En el mismo ao, Boltwood en Yale, Estados Unidos, descubri el ionium que era un istopo de torio. Fue hasta 1913 cuando Soddy clarific la naturaleza de los istopos cuyos mtodos podran ser refinados y hacerlos ms aproximados.

Los relojes en las rocas Los pioneros de la fsica nuclear descubrieron que los tomos de ciertos elementos, como los radioactivos, se desintegran espontneamente para formar tomos de diferentes elementos y liberan energa en el proceso. Lo ms importante de esta herramienta es que la velocidad promedio de desintegracin es fija y no vara con ninguna de las condiciones qumicas o fsicas tpicas que afectan a muchos de los procesos fsicos o qumicos. Esto significa que una vez que una pequea cantidad de un elemento radiactivo es creado en algn lugar del Universo, comienza a actuar firmemente como un engrane de reloj balanceado apagando el estallamiento de un tomo y despus otro a una velocidad definida. Para utilizar esta herramienta es necesario tener un marco de referencia: los nmeros que se utilizan para leer el reloj radiactivo son proporcionados en forma de tomos nuevos, los hijos de los elementos que estn formados de otros que se desintegraron anteriormente, los elementos padres. Si se pueden identificar y contar los elementos hijos de los tomos y si se conoce la velocidad promedio de decaimiento, se puede determinar el tiempo en que no existan los hijos. La idea es simple, pero su aplicacin prctica requiere un mayor esfuerzo por parte de aquellos gelogos que combinan sus conocimientos de fsica nuclear con los de geologa: los expertos en geocronologa. Qu sucede con los tomos radiactivos Todos los tomos contienen un ncleo denso en donde prcticamente se encuentra toda la masa del tomo. Alrededor del ncleo hay una nube de electrones. El ncleo contiene dos tipos de partculas: el protn con una carga elctrica positiva de +1 y el neutrn elctricamente neutro. En un tomo completo, el nmero de protones en el ncleo est balanceado por igual nmero de electrones en el exterior de la nube; cada uno de ellos tiene una carga negativa de 1. El nmero de protones (o electrones) es nico para cada elemento y se denomina nmero atmico (generalmente simbolizado con una Z). La suma de las masas de los protones y neutrones es el peso atmico del tomo. Todos los tomos del mismo elemento tienen el mismo nmero atmico; por ejemplo, el nmero atmico del carbn es 6. Los diferentes istopos de un elemento tienen el mismo nmero de protones

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pero diferente nmero de neutrones. Los istopos de carbn existen con 6, 7 y 8 neutrones, con masas atmicas de 12, 13 y 14. De estos istopos, el carbono 12 (12C) y el carbono 13 (13C) son estables; es decir, no cambian o se desintegran espontneamente. Pero el 14 C decae tambin de manera espontnea al elemento nitrgeno. Otro elemento que experimenta el mismo fenmeno es el rubidio 87 (87Rb), que se transforma a estroncio 87 (87St). Una diferencia importante entre el decaimiento del 14C y el 87Rb es la velocidad a la que los tomos decaen. Esa velocidad es conocida comnmente como trmino de vida media: el tiempo requerido por la mitad del nmero original del tomo radiactivo para que decaiga. Es decir, que despus de que un elemento radiactivo es incorporado dentro de un mineral, al trmino de la primera vida media, se queda una mitad; al fin de la segunda vida media se queda un cuarto; al fin de la tercera un octavo y as sucesivamente. Se puede comparar la velocidad de decaimiento de 14 C, 5,570 aos, con el del 87Rb que tiene una vida media de 47 billones de aos. Es la vida media que dicta que 14 C es comnmente utilizado para cronometrar nicamente los ltimos 30,000 aos o para la historia de la Tierra, poco ms de 5 vidas medias. En contraste, tres billones de aos, relacionadas con la edad de muchas rocas encontradas en la tierra, es solamente cerca de 1/16 de una simple vida media del 87Rb. Este factor hace del rubidio 87 una fcil eleccin para determinar la edad de las rocas. El carbono 14 y el rubidio 87 experimentan un simple proceso de decaimiento. El primer esquema de decaimiento que ha sido utilizado para fechar es el elemento uranio, utilizado ampliamente en la actualidad. El uranio tiene dos istopos radiactivos, cada uno de ellos decae a un istopo de plomo y helio. Otro elemento, el torio, tambin puede decaer a plomo. Las vidas medias de estos decaimientos es de miles de millones de aos, lo cual los hace apropiados para datar los objetos ms antiguos de nuestro sistema solar. Otro istopo radiactivo de gran importancia para datar la antigedad de las rocas es el potasio 40. Decae por un esquema que tiene dos rutas. En una de ellas, el 40K decae a un istopo de calcio, 40Ca. Cerca del 89% de los tomos del 40K en cualquier grupo de tomos sigue esta ruta. El 11% restante de los tomos del 40K decaen a la forma del gas inerte argn, 40Ar. La ruta de decaimiento posterior es la

que se utiliza para fechar, debido a que la hija, 40Ar, puede ser fcilmente distinguida del argn ordinario formado de otra forma; mientras que 40Ca es calcio ordinario y los tomos de origen radiognico no pueden ser distinguidos de otros. Una vez que se descubrieron los istopos y se inventaron instrumentos que permitieron realizar anlisis qumicos, comenz la tarea de identificar la edad de las rocas. El decaimiento del uraniotorio fue el primero que se estudi y es en esencia el ms utilizado. Esto se debe a su facilidad de uso, pues slo requiere un anlisis qumico ordinario para uranio y plomo. Es bastante exacto para dar una fecha aproximada en rocas que contienen minerales de uranio y en rocas que se considera contienen poco plomo. Desafortunadamente, no se puede distinguir entre el plomo que se origina de los diferentes istopos de uranio y de torio. El siguiente desarrollo en orden de importancia se dio entre 1920 y 1930, cuando el espectrmetro de masa fue inventado. Ese instrumento fue diseado para producir un haz de tomos elctricamente cargados de la muestra que se va a estudiar. El haz pasa a travs de campos magnticos y elctricos, de tal forma que los tomos son deflectados por una cantidad que depende directamente de su masa. Estos istopos de elementos pueden ser separados. La precisin y sensibilidad de estos instrumentos se ha improvisado firmemente, por lo que actualmente se pueden analizar hasta cantidades por minuto de istopos individuales. No todos los decaimientos radiactivos pueden ser analizados por la espectrometra de sus masas. Muchas etapas del 14C son determinadas del carbn en una planta muerta. Durante el crecimiento, las plantas se incorporan fijamente a una pequea cantidad de 14C a lo largo de otros istopos de carbn contenidos en el dixido de carbono de la atmsfera. Cuando una planta muere se detiene la fotosntesis y no se lleva un nuevo 14C. La cantidad relativa de 14C en este punto, es aproximadamente el mismo que el radio en la atmsfera (un radio que se considera con un constante remanente para los ltimos cien mil aos), pero decrece firmemente con la edad como el decaimiento radiactivo del 14C. La cantidad de 14C remanente se mide indirectamente por el conteo del decaimiento de partculas emitidas por el 14C que an permanece en la muestra. El conteo, llamado 14C activo, puede ser utilizado para calcular la edad, si partimos de que el decaimiento de partculas producidas es proporcional al

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nmero de tomos de 14C presentes, y ese conteo puede ser comparado con la actividad ms alta de una muestra contempornea de 14C. Hasta hace pocos aos, era difcil extender este mtodo hacia eras mayores de 40,000 aos. Apenas hace cinco aos, los fsicos comenzaron a desarrollar mtodos que utilizan aceleradores de partculas para medir los tomos del 14C en la muestra, ms que el conteo de las partculas que decaen. Esto ha permitido datar materiales de 70,000 aos de edad, como la habilidad de fechar eventos relacionados a la reciente era glaciar y el crecimiento de la cultura humana ha mejorado notablemente. Una vez que los minerales en una roca son formados, cualquier elemento radiactivo guarda todo el tiempo transcurrido. Lo que actualmente se mide, es el tiempo transcurrido del elemento padre radiactivo que forma parte de una roca y cuyos elementos hijos no pueden escapar. Por ejemplo, cuando el uranio se incorpora a una roca formada de minerales que se congelan de un estado lquido, es separado por el proceso de cristalizacin del plomo formado por el decaimiento previo. Una vez que el proceso de decaimiento se transforma en una roca slida, los elementos hijos son atrapados y las cantidades de plomo son eventualmente producidas. Esta cantidad de parientes e hijos en una muestra de roca son una medida del intervalo de tiempo entre lo actual y el tiempo en que la roca se cristaliz. Estos mtodos basados en el decaimiento del uranio, rubidio y potasio proporcionan la fecha de cristalizacin de las rocas en las que se encuentran estos minerales y, por interferencia geolgica, de cualquier otra roca que tiene una edad definida en relacin con la roca analizada. As, cuando se fecha la cristalizacin de un granito, se sabe tambin que est rodeado por rocas sedimentarias, en las que el granito se intrusion cuando se cristaliz, y que puede no ser ms joven que el granito. Para determinar la edad absoluta de las rocas sedimentarias fechadas estratigrficamente es necesario saber la edad geolgica de las rocas sedimentarias as como conocer los fsiles y estratos que la cubren, siempre y cuando sean ms jvenes que otras rocas radiactivamente fechadas o contengan minerales fechables. Muchos factores pueden originar errores en las fechas obtenidas directamente por mtodos radiactivos. Por ejemplo, si las soluciones de agua subterrnea han

disuelto parte del plomo producido por el decaimiento del uranio, la edad puede ser subestimada. Otros eventos geolgicos como el calentamiento o la disolucin parcial de una roca en un episodio metamrfico posterior pueden poner en cero el reloj geolgico. La interpretacin de las edades de potasio-argn es complicada debido a que el elemento hijo es argn, un gas que puede difundirse fuera del mineral slido, y esto provoca una falsa edad jven de la roca. Si partimos de que la velocidad de difusin del argn depende en gran medida de la temperatura, que se fecha actualmente, y puede ser interpretada como el tiempo en que la roca se enfri, permitiendo el suficiente argn para que la roca se detuviera, ese tiempo se ha mostrado para apreciar posteriormente la formacin de la roca. Entonces una dificultad en la interpretacin de la fecha radioactiva es proporcionada como una ventaja y usada para aprender ms acerca de la historia compleja de las rocas, tales como el tiempo de enfriamiento o episodios metamrficos. Escalas de tiempo absoluto y estratigrfico Los gelogos que trabajan en sedimentos fsiles tienen un reloj fino para medir el tiempo. Este artefacto es suficiente para que los gelogos puedan distinguir las edades relativas de formaciones de pocos metros de espesor, pero que pueden representar periodos de tiempo superiores a un milln de aos. Se debe recordar, un milln de aos, que es solamente 1/5000 de la historia de la tierra. El registro de las rocas del mundo entero de sedimentos fsiles ha sido mapeada y subdividida en el esquema de eras, pocas y edades, los gelogos estudian las rocas fosilferas en el campo que necesita solamente conocimientos de paleontologa para hacer un clculo aproximado de la poca en que las rocas se estudiaron. Utilizar la escala de tiempo estratigrfico es como leer un reloj que permite definir un tiempo de otro, pero sin dar una idea exacta de la realidad. Este descubrimiento no fue tan sorprendente como el de la edad radioactiva inmediatamente vista por algunos gelogos como un medio para hacer un reloj combinado que funcionara como un guardador de tiempo absoluto. Diez aos despus del descubrimiento de la radioactividad se fech la primera roca por el mtodo del uranio-plomo. Ocho aos ms tarde Arthur Holmes, un joven gelogo ingls, que an no reciba su grado de doctorado, public la primera edicin de lo que sera una obra clsica: La

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edad de la Tierra. Holmes dijo que el fechado de la edad radioactiva era opuesto a la escala de tiempo estratigrfico que encerraban las relaciones de la edad de los sedimentos fechados por los fsiles e intrusionados por las rocas gneas, los cuales fueron fechadas por la radioactividad. La primera estimacin del comienzo del Cmbrico fue colocada cerca de 600 millones de aos antes del presente. Su ltima estimacin, publicada en 1959, poco antes de su muerte, fue la misma. La edad Fanerozoica contiene rocas con fsiles de organismos altos que representan cerca de 600 millones de aos. Est dividida en etapas desiguales que son: la Paleozoica de 350 a 400 millones de aos, la mesozoica de 150 millones de aos; la Cenozoica de 70 millones de aos. Los estratigrficos del siglo XIX dividieron en partes la columna geolgica de acuerdo con lo que crean conveniente o apropiado en el rea que estudiaban. Si los chinos y los indios hubieran hecho el mismo trabajo estratigrfico, la columna podra tener diferencias lejanas. Descripcin de la era Precmbrica Debido a que no hay fsiles para relacionarla, la Precmbrica ha guardado siempre un misterio para los estratigrficos. Aunque no han estado disponibles para revelar las secuencias complicadas de rocas sedimentarias, gneas y metamrficas en pequeas reas donde fue posible correlacionar una capa a la siguiente, la conjetura completa que se requiri para correlacionar una parte de un continente con otro. Existen dos importantes diferencias entre el fechado radiactivo del Precmbrico y el fechado estratigrfico del Fanerozoico. En primer lugar, los eventos del Precmbrico que pudieron ser datados son episodios significativos de intrusiones gneas, metamorfismo o construccin de montaas; mientras que el Fanerozoico es fechado por las edades de los sedimentos. Debido a estas diferencias, el Precmbrico proporciona un mayor registro discontinuo por la ocurrencia de intrusiones, metamorfismo y construccin de montaas que son irregularmente comparados a casi todos los registros continuos de sedimentacin. En segundo lugar, la resolucin o aproximacin del fechado radiactivo en el Precmbrico, aunque est firmemente improvisado, permanece ms bajo que el fechado estratigrfico en el buen conocimiento de las

partes del Fanerozoico. Como se ha notado anteriormente, los estratgrafos pueden dividir sus columnas en dos unidades que pueden tener menos de cien aos de edad, y pueden estimar casualmente el tiempo relativo a los diez millones de aos ms cercanos. Con todo lo anteriormente descrito, se puede formar un reloj geolgico que describe la historia de la Tierra. El reloj mostrado en forma de espiral (figura 11) est formado de tal manera que cada revolucin representa un billn de aos cada subdivisin; las horas, corresponden a 100 millones de aos y los minutos, representan un periodo de 10 millones de aos. A simple vista en este reloj se puede observar que la era Fanerozoica representa un periodo corto de tiempo en la historia de la Tierra y el poco tiempo en que la humanidad ha evolucionado (figura 12). Ejercicios 1.Qu son las escalas de tiempo y cmo puede medirse su duracin? 2.Elabore un dibujo que muestre: la depositacin de los sedimentos; una intrusin de rocas gneas; una capa de sedimentos deformados; erosiones; intrusiones por diques gneos y lavas extrusivas, y depositacin de sedimentos. 3.Muchas partculas finas de material se depositan a una velocidad de 1 cm/1,000 aos. A esta velocidad de depositacin cunto tiempo tardara en acumularse una secuencia de un kilmetro, si la secuencia fuera interrumpida cada diez aos por una disconformidad durante la cual no hay depositacin por un milln de aos? III. CLASIFCACIN DE LOS YACIMIENTOS Los yacimientos petrolferos se clasifican bsicamente por el tipo de trampa en que se forman o por la clase de fluidos que almacenan (figura 13). Por el tipo de trampa en que se almacenan, los yacimientos se clasifican en: Trampas de Tipo Estructural.- Son aquellas en las que los hidrocarburos se encuentran asociados a pliegues o fallas tales como los anticlinales y los sinclinales (simtricos y asimtricos).

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Figura 11 Evolucin de la Tierra

EPr = Era Precmbrica PC= Periodo Cmbrico PO = Periodo Ordovcico PS = Periodo Silrico PD = Periodo Devnico EP = Era Paleozoica PM = Periodo Misispico PP = Periodo Pensilvnico PPe= Periodo Prmico PTr = Periodo Trisico PJu = Periodo Jursico EMe = Era Mesozoica PCr = Periodo Cretcico MA = Millones de aos

EPa = poca del Paleoceno EEo = poca del Eoceno EOl = poca del Oligoceno EM = poca del Mioceno EPl = poca del Plioceno EPLs = poca del Pleistoceno o reciente EH = poca del Holoceno ECe = Era Cenozoica PC = Periodo Cuaternario PT = Periodo Terciario BA= Billones de aos

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Tiempo Periodo

Millones de aos antes del presente

poca

Roca

Sistema

Series

Eventos geolgicos y paleontolgicos mejor conocidos

Era

Cuaternario

01 2

Reciente Pleistoceno Piloceno Mioceno Oligoceno Eoceno Paleoceno Primera etapa de montaas rocallosas Ocano Atlntico Apalaches Ensamble final de pangea Formacin extensiva de carbn Glaciacin mundial Evolucin del homosapiens

Cenozoica

7Terciario

28 37 53

Orogenia del Himalaya Evolucin temprana del homo Orogenia alpina

Aparicin de caballos Extincin de dinosaurios Evolucin de plantas Aparicin de aves y mamferos

Mesozoica

Cretcico Jursico Trisico PrmicoCarbonfero

65 136 190 225 280 320 345 395 430 500 570 2,300 2,800 4,800 4,700

Paleozoica

Pensilvnico Misispico

Reptiles rboles

Devnico Silrico Ordivcico Cmbrico

Orogenia europea Plantas Peces primitivos Evolucin de organismos multicelulares y de conchas Formacin de metales Depsitos de oro Bacterias y algas

Precmbrica

Proterozoico Arcaico

Figura No. 12 Eras geolgicas

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SECCIONES DE TRAMPAS GEOLOGICAS

ANTICLINAL (A)

COMBINACIN PLIEGUE Y FALLA (E)

INTRUSIN SALINA (F)

INTRUSIN IGNEA (G)

SELLO SLIDO DE HIDROCARBUROS

LENTES DE ARENAS (I)

MONOCLINAL Y VARIACIN DE POROSIDAD Y PERMEABILIDAD (J2)

DISCORDANCIA (7)

ZONA FRACTURADA (H)

CAMBIO DE POROSIDAD POR METASOMATISMO DOLOMTICO ACEITE

COMBINACIN DE PLIEGUE Y VARIACIN DE POROSIDAD Y PERMEABILIDAD (J)

COMBINACIN DE PLIEGUE, FALLA Y VARIACIN DE POROSIDAD (J)

Figura No. 13

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Trampas estratigrficas.- Son diversas y dependen exclusivamente del carcter sedimentolgico de las formaciones que las constituyen. Un cambio lateral de arena a lutita constituye una trampa estratigrfica Trampas combinadas.- Se refieren a las trampas en las que se conjugan aspectos estratigrficos y tectnicos Trampas asociadas a intrusiones gneas.- Se conocen casos en los que una intrusin gnea (sill) hace las funciones de roca sello. Otra forma de clasificar los yacimientos es por el tipo de fluidos que almacenan, y son: Aceite negro.- Contiene hidrocarburos lquidos viscosos de color caf obscuro a negro con densidades que varan de 30 a 40 API. Aceite voltil.- Los hidrocarburos contenidos por ese tipo de yacimiento son de color caf claro con matiz amarillo, rojo, o verde, y su densidad vara de 40 a 50 API. Gas y condensado.- Estos yacimientos contienen hidrocarburos condensados, en los que predomina el gas en fase lquida. Tpicamente, su densidad se encuentra entre 50 y 70 API. Gas hmedo.- Almacenan gas con pequeas cantidades de lquido de color claro o rosado, y sus densidades varan entre 60 y 70 API. Gas seco.- Estos yacimientos contienen gas seco como el metano, que tiene una fraccin mol superior al 95%; bsicamente no contienen lquidos. IV. ETAPAS DEL PROCESO EXPLORATORIO El objetivo de la exploracin en Mxico es evaluar el potencial petrolfero del subsuelo, patrimonio de la Nacin, e incorporar reservas probadas de hidrocarburos dentro de normas de excelencia a nivel mundial bajo el

marco estricto de seguridad industrial y proteccin ecolgica. Con el fin de cumplir los objetivos anteriores, la exploracin petrolera se debe realizar en las siguientes etapas: (figura 14). 1. 2. 3. 4. Estudio de cuencas. Sistema petrolero. Identificacin, evaluacin y seleccin de plays. Identificacin, evaluacin y seleccin de prospectos. 5. Prueba de prospectos. 6. Delimitacin y caracterizacin inicial. 1. Estudio de las cuencas Los estudios de cuencas estn encaminados a definir la secuencia estratigrfica, espesor y tipo de roca (depositadas inicialmente en forma de sedimentos en depresiones marinas como el actual Golfo de Mxico), as como el tiempo de su deformacin. Esto con la finalidad de estimar qu tipo de rocas pueden almacenar petrleo o gas. Para lograrlo, se requiere apoyarse en investigaciones como la interpretacin de imgenes (fotografas) de satlite, estudio de afloramientos, estudios geoqumicos, cartografiado de chapopoteras, y levantamientos geofsicos regionales. La sismologa exploratoria es la ms resolutiva: mediante la induccin por medios artificiales (vibrosismos, dinamita, tera.) de

CHAPOPOTERA

LUTITAS Y ARENISCAS

CARBONATOS ROCA IGNEA

Figura 14 Etapas del proceso exploratorio

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energa acstica al interior de la tierra y la deteccin de las ondas reflejadas por las diferentes capas geolgicas ayuda a predecir la estructura y probable composicin de las rocas en el subsuelo. Esta hiptesis se corrobora posteriormente con la perforacin de pozos de sondeo estratigrfico. 2. Sistema petrolero Una vez definida la potencialidad de la pila de sedimentos de una cuenca para almacenar hidrocarburos, se inician los estudios para detectar las reas de rocas que generan y concentran aceite o gas (Sistema petrolero) en algn lugar de la cuenca sedimentaria. Los mtodos ms valiosos utilizados son anlisis geoqumicos de la rocas e hidrocarburos presentes (chapopoteras e impregnaciones en las rocas) y modelado de madurez trmica. 3. Identificacin, evaluacin y seleccin de plays Play.- Es un grupo de prospectos o campos con similitudes geolgicas en cuanto a generacin, acumulacin, trampa, maduracin, migracin y preservacin. La organizacin de los tipos de plays para anlisis econmico es fundamental para el proceso de evaluacin. Los trabajos de identificacin y evaluacin de los objetivos petroleros (play) permiten delimitar aquellas reas con mayor probabilidad de encontrar hidrocarburos; es decir, que las rocas generadora y almacenadora, trampa y sello asi como la sincrona y migracin estn presentes. Para ello se requieren estudios complementarios, de sismologa y anlisis de laboratorio, as como la perforacin de un pozo denominado de evaluacin de potencial. 4. Identificacin, evaluacin y seleccin de prospectos Prospecto.- es una trampa mapeada no perforada sobre un play, en donde existe informacin ssmica de suficiente calidad para definir totalmente los cierres estructurales y/o estratigrficos. El prospecto deber tener el volumen suficiente de reservas y un bajo riesgo para obtener un VPN(Valor Presente Neto) y VME (Valor Monetario Esperado) positivos. La siguiente etapa es la identificacin y seleccin de prospectos (localizaciones de pozos exploratorios) para lo cual se detallan los cuatro elementos ya cita-

dos con el fin de seleccionar el rea ms factible de perforarse y que incorpore el mayor volumen de petrleo. Para alcanzar esto, es necesario efectuar trabajos de detalle sismolgico, interpretacin geolgica y geofsica detallada y modelado geoqumico. 5. Prueba de prospectos Localizado el mejor sitio, se realiza la prueba de prospectos de perforacin con la finalidad de confirmar los postulados objetivos petroleros. Los gelogos y paleontlogos del estudio de las muestras cortadas por el pozo y del anlisis de los registros geofsicos evalan las capas del subsuelo y seleccionan aquellas en donde es factible extraer hidrocarburos. 6. Delimitacin y caracterizacin inicial Lead.- Es una trampa parcialmente mapeada y no perforada sobre un play, en una trampa estructural y/ o estratigrfica sin definicin suficientemente como para aprobarse su perforacin y sin un trabajo adicional que reduzca su incertidumbre. Descubierto el yacimiento, es posible entrar a la ltima fase del proceso exploratorio: la evaluacin de campos. En esta etapa se realizan los estudios necesarios para conocer con mayor seguridad la anatoma interna del yacimiento, la cantidad de reservas de petrleo que contiene la estructura descubierta, as como la forma ms rentable y racional para extraer los hidrocarburos. En esta etapa, la geologa, geofsica e ingeniera de yacimientos entran en accin. Es importante mencionar que en cada una de las etapas de este proceso exploratorio se realiza un anlisis econmico con la finalidad de determinar la rentabilidad de las inversiones y descartar las reas de mayor riesgo. V. UBICACIN GEOGRFICA DE LOS YACIMIENTOS EN MXICO Los yacimientos petrolferos ubicados en el territorio mexicano han sido agrupados en tres regiones con fines de estudio, control y desarrollo: la Regin Marina, la Regin Norte y la Regin Sur. La Regin Marina, a su vez, est integrada por dos regiones: la Marina Noreste y la Marina Suroeste.

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La Marina Noreste se encuentra ubicada al sureste del pas, dentro de la plataforma continental y del talud del Golfo de Mxico. Abarca una superficie de ms de 166 mil kilmetros cuadrados y queda totalmente incluida dentro de las aguas territoriales nacionales, frente a las costas de Campeche, Yucatn y Quintana Roo.

como para la adquisicin de informacin ssmica tradicional, en 1979. Gracias a la elaboracin de secciones geolgicas estructurales y a los planos correspondientes, con el apoyo de diferentes actividades geolgicas de evaluacin regional y de detalle, se definieron los sistemas de depsito y su evolucin N geolgica, y adems se obtuvo una mejor caracterizaE W cin de los yacimientos. S La Regin Marina Suroeste se encuentra ubicada al sureste del pas, dentro de la plataforma continental y del talud continental del Golfo de Mxico. Abarca una superficie de 352,390 kilmetros cuadrados; en la parte sur limita con los estados de Veracruz, Tabasco y Campeche, en direccin este con la Regin Marina Noreste; al norte por las lneas limtrofes de las aguas territoriales; y al oeste con el proyecto Golfo de Mxico de la Regin Norte.

Estados Unidos de Amrica

Baja California Norte

Sonora Chihuahua Coahuila

Golfo de MxicoNuevo Len Tamaulipas

Baja California Sur

Sinaloa

Durango

Zacatecas

Nayarit

San Luis Potos Aguascalientes Jalisco Guanajuato Veracruz Quertaro Hidalgo Mxico D.F. Tlaxcala Michoacn Morelos Puebla Guerrero Oaxaca Chiapas

Regin Marina NoresteYucatn

Ocano Pacifico

Colima

Quintana Roo Tabasco Campeche

Belice

Guatemala0 100 200 300 400 500 km

Honduras

El Salvador

Con la informacin geolgica obtenida de los pozos perforados en la pennsula de Yucatn, norte de Campeche y los del rea continental de Chiapas Tabasco, se inici la elaboracin de mapas paleogeogrficos del Jursico y Cretcico que indicaron condiciones estructurales y sedimentolgicas similares entre la Sonda de Campeche y del rea de ChiapasTabasco. En esta porcin se delinearon 30 estructuras con cierre estructural favorable para la acumulacin de hidrocarburos. De las estructuras interpretadas, sobresalieron las del complejo Cantarell, una de las cuales fue perforada en 1975. El pozo exploratorio Chac1 confirm la acumulacin de hidrocarburos en la Sonda de Campeche, en donde se producen aceite y gas en dolomas clsticas (brechas) del Paleoceno Inferior y Cretcico Superior. Su produccin inicial diaria de aceite fue de 952 barriles. Este descubrimiento fue un incentivo para los trabajos de operacin geolgica, procesado interpretacin de informacin ssmica, as

Desde el punto de vista exploratorio, la regin se localiza dentro de la Provincia Geolgica Marina de Coatzacoalcos. Sus antecedentes se remontan a 1923, cuando compaas petroleras extranjeras realizaron estudios geofsicos en la porcin continental. En 1949, bajo la administracin de Petrleos Mexicanos, se hicieron estudios de la porcin marina frente a las costas de Coatzacoalcos y Veracruz; se perfor un pozo terrest

52582560 tomo 01 origen del petroleo e historia de la perforacion en mexico

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