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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



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

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(m)Litología Descripción Litológica

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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

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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










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.










CUENCA DE COLISIÓN










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.


marrón oscuro, arenoso hacia la base.

MOE-1 27,75 39,75 ArenasMaterial arenoso, quemado de color

beige oscuro con restos de calcita.


marrón oscuro, arcilloso hacia la base.

MOE-1 48,75 54,75 ArenasMaterial arenoso, quemado de color

marrón a beige, arcilloso hacia el tope.


Material limolítico, quemado, de color

beige a marrón claro, con restos de

calcita.


marrón oscuro.

MOE-1 66,75 67,1 Sin recuperación Sin recuperación


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.


Limolita lenticular

Arenisca de grano medio con lentes de

limolita al tope de la capa y niveles

dolomitizados en toda la sección.


Arenisca lenticular

Limolita gris oscuro con lentes de

arenisca y niveles dolomitizados.


Limolita de color gris oscuro a negro

con abundantes fósiles, algunos

niveles dolomitizados, restos vegetales

en la base y esporádicos lentes de

arenisca.


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.


Arenisca lenticular

Limolita de color gris oscuro con lentes

de arenisca.


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


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


arenisca y restos vegetales

MOE-2 84,05 86,8 Carbón

MOE-2 86,8 87,2 Limolita carbonosa Limolita carbonosa


grano medio




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


grano medio


con textura "sal y pimienta" y

trazas de 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


MOE-2 133,1 133,75 Carbón

MOE-2 133,75 136,8 Limolita arenáceaLimolita arenácea con muscovita

y niveles dolomitizados


grano medio



trazas de limolita y niveles

dolomitizados.

MOE-2 139,4 145,85 Arenisca y limolitaArenisca interestratificada con

limolita con niveles dolomitizados


grano medio




dolomitizados.

MOE-2 158,9 160,85 LimolitaLimolita carbonosa con restos

vegetales y niveles dolomitizados

MOE-2 160,85 161,3 Carbón


Limolita carbonosa con restos

vegetales, trazas de arenisca y


MOE-2 169,4 172,75 Arenisca y limolita

Arenisca interestratificada con


y recristalización de calcita

MOE-2 172,75 175,4 LimolitaLimolita con trazas de arenisca y


MOE-2 175,4 178,1 Limolita arenáceaLimolita arenácea con muscovita

y recristalización de calcita




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




dolomitizados

MOE-2 191,4 192,55 Arenisca silíceaArenisca silícea con trazas de

limolita y niveles dolomitizados.


arenisca y muscovita

MOE-2 193,3 195,2 Arenisca y limolita

Arenisca interestratificada con


y muscovita


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


limolita


arenisca

MOE-2 203,05 203,45Arenisca sílicea de

grano finoArenisca sílicea de grano fino


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


limolita



MOE-2 214,1 216 Limolita y areniscaLimolita interestratificada con

arenisca


limolita





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


arenisca, calcita, restos vegetales

y muscovita

MOE-2 241,8 242,75 Carbón

MOE-2 242,75 246 Limolita


arenisca, restos vegetales y

muscovita

MOE-2 246 247,15 Arenisca silícea


limolita y niveles dolomitizados,

localmente calcáreo.



limolita



limolita, niveles dolomitizados y

estratificación turbidítica

MOE-2 252,4 252,95 LimolitaLimolita con trazas de arenisca,

muscovita y niveles dolomitizados


limolita y niveles dolomitizados







arenisca, muscovita y niveles

dolomitizados

MOE-2 262,1 268,5 Carbón



arenisca, muscovita y niveles

dolomitizados

MOE-2 271,75 272,15 Carbón

MOE-2 272,15 277,5 LimolitaLimolita carbonosa con muscovita




arenisca y niveles dolomitizados

MOE-2 279,7 281,8 Carbón

MOE-2 281,8 283 LimolitaLimolita con trazas de arenisca,



limolita




limolita




dolomitizados

MOE-2 288,7 289,5 Limolita con fósilesLimolita con trazas de arenisca,

muscovita y fósiles


limolita

MOE-2 291,2 297,15 Limolita con fósiles


arenisca, muscovita, fósiles y


MOE-2 297,15 298,15 Carbón


muscovita y restos vegetales



limolita, niveles dolomitizados y

estratificación turbidítica

MOE-2 309,8 320,2 LimolitaLimolita carbonosa con muscovita


MOE-2 320,2 329,65 MOE




limolita


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-10 154,9 155,6 Carbón

MOE-10 155,6 159,85Arenisca con lentes

de limolita

Arenisca de grano fino con lentes de


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



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




Z Mínimo: -383,851 Z Máximo: -108,901


Volumen: 9533037,53 m3






Z Mínimo: -139,892 Z Máximo: -13,475


Volumen: 617049,31 m3






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


volátiles A


volátiles B


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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