PALEOGEOTERMOMETRÍA. Concepto. temperatura a la que han estado sometidas las rocas sedimentarias durante el soterramiento.

Transcripción

1 PALEOGEOTERMOMETRÍA Dr. Luis A. Spalletti Cátedra de Sedimentología, Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata

2 PALEOGEOTERMOMETRÍA Concepto Es el conjunto nto de métodos que contribuyen a determinar la máxima temperatura a la que han estado sometidas las rocas sedimentarias durante el soterramiento. Importancia en geología básica y aplicada Desde el punto de vista del conocimiento básico, es fundamental para comprender a las cuencas sedimentarias y a los procesos y productos de la diagénesis. Desde el punto de vista aplicado, los estudios de paleogeotermometría son importantes para las industrias del petróleo, gas y de la energía geotérmina. Sobre todo, el cálculo de las temperaturas máximas de soterramiento es crítico para el modelado de las cuencas sedimentarias con generación de hidrocarburos.

3 EL GRADIENTE GEOTÉRMICO Se define como la variación de la temperatura desde la superficie hacia el interior de la Tierra. El valor promedio se estima en 25 ºC/km, con rangos normales entre 15 ºC/km y 40 ºC/km. EL GRADIENTE GEOTÉRMICO NO ES UNIFORME POSEE UNA ESTRECHA RELACIÓN CON LAS CONDICIONES TECTÓNICAS ES UN FACTOR DE CONTROL ESENCIAL EN LOS PROCESOS DIAGENÉTICOS

4 EL GRADIENTE GEOTÉRMICO Y LAS CONDICIONES TECTÓNICAS Los más elevados gradientes (pueden ser superiores a los 70 ºC) se dan en los centros de expansión oceánica (por ejemplo la Dorsal Centro Atlántica), en áreas donde hay marcado adelgazamiento cortical y en arcos de islas. El fuerte incremento térmico de las dorsales oceánicas se relaciona con el ascenso de las masas volcánicas a la superficie. En las regiones cratónicas los valores de gradiente geotérmico son En las regiones cratónicas los valores de gradiente geotérmico son relativamente bajos (del orden de 15 ºC/km). En los orógenos donde prevalece la tectónica de escamas compresivas, el gradiente geotérmico es también de escasa intensidad.

5 DIAGÉNESIS Se define como el conjunto de procesos que actúan para modificar a los sedimentos luego de su depositación. La diagénesis se produce desde condiciones superficiales (interfase sedimentaria, g p p ( sustrato sedimentario de los ambientes de acumulación) hasta profundidades de soterramiento en las que la temperatura alcanza unos 250º C y la presión llega hasta 1,5 kb (para algunos autores estas cifras pueden ser aún mayores). La profundidad a la que se llega a estos valores de temperatura y presión no es uniforme, ya ambos parámetros están fuertemente condicionados por la geodinámica interna.

6 REGÍMENES O ESTADOS DIAGENÉTICOS Etapas de la diagénesis (Fairbridge, 1967)

7 RÉGIMEN MESOGENÉTICO, MESOGÉNESIS O ANADIAGÉNESIS Corresponde al ambiente de soterramiento de los sedimentos por debajo de 2 km de profundidad. En este régimen se incrementan la temperatura (por encima de 70º C, hasta los 250 ºC ºC según distintos autores) y la presión, y consecuentemente aumenta la capacidad y las velocidades de reacción de los sistemas. La diagénesis profunda opera por varias decenas de millones de años.

8 GRADIENTE TERMAL, PROFUNDIDAD Y SU RELACIÓN CON LA GENERACIÓN DE HIDROCARBUROS DURANTE EL SOTERRAMIENTO

9 GEOTERMÓMETROS Son las herramientas que provee la Petrología Sedimentaria para determinar la paleogeotermometría. Los principales geotermómetros son: Reflectancia de vitrinita Índice de color de conodontos, esporas y polen Mineralogía de argilominerales: variación en los interestratificados I-S cristalinidad de la illita Homogeneización de inclusiones fluidas en minerales (no es usualmente aplicable como geotermómetro en el caso de las estudios sobre soterramiento de sucesiones sedimentarias)

10 REFLECTANCIA DE LA VITRINITA La vitrinita i i es uno de los tres macerales o tipos de partículas orgánicas que aparecen en las rocas sedimentarias ( liptinita e intertinita son las otras). La vitrinita es el maceral más abundante y proviene de la diagénesis de la madera (por lo que se registra en rocas post-silúricas). La reflectancia de la vitrinita es una medida de la intensidad de la luz que se refleja sobre una superficie pulida de este maceral. Para hacer los estudios se prepara una muestra de materia orgánica insoluble (kerógeno), se fija con resina y se pule para ser analizada microscópicamente con luz reflejada. La reflectancia (R 0 0) se determina en partículas y los datos se tratan con técnicas estadísticas estándar.

11 Imágenes microscópicas de la vitrinita, el microscopio y los valores de reflectancia registrados en un estudio.

12 REFLECTANCIA DE LA VITRINITA La reflectancia muestra valores muy bajos. R 0 varía entre menos del 1 % por debajo de 100 C y entre 4 y 5% por encima de los 250 C Su empleo como geotermómetro se basa en que la reflectividad o reflectancia aumenta con la temperatura. Este incremento se debe a la recristalización (aumento de tamaño) de los anillos aromáticos condensados que componen la estructura de la vitrinita. Este proceso de crecimiento es irreversible, es decir que una vez que se produce el aumento de reflectancia es prácticamente imposible de decrezca con el descenso de la temperatura.

13 REFLECTANCIA DE LA VITRINITA Su relación con la evolución diagenética de la materia orgánica y con la generación de hidrocarburos

14 LOS CONODONTOS Organismos marinos (atribuidos del grupo de los cordados) que vivieron y evolucionaron a lo largo del Paleozoico y se extinguieron a finales del Triásico. Su cuerpo era de tamaño muy pequeño (unos 40 mm de largo por 2 mm de ancho), con forma de pequeña anguila y constituido id totalmente t t por tejidos blandos, con la excepción de unas pequeñas piezas de apatita (y/o fluorapatita) que formaban parte de un aparato atrapador de alimentos situado en la región cefálica. Estas pequeñas piezas reciben el nombre de elementos conodontales (muy ypequeños cuerpos dentiformes) y, dada su mineralización previa, son las partes del conodonto que habitualmente se hallan como fósiles, sobre todo en rocas carbonáticas.

15 ÍNDICE DE ALTERACIÓN DEL COLOR DE CONODONTOS (CAI) El color de los elementos conodontales se debe a la materia orgánica finamente distribuida en el resto fósil. En el rango de la diagénesis, hasta alrededor de 300 ºC, se definen cinco clases de color de alteración (CAI), desde amarillo pálido al negro pasando por el castaño. Por encima de los 300 ºC el color pasa a gris y blanco por la Por encima de los 300 C el color pasa a gris y blanco por la pérdida de material carbonoso y de agua, así como por recristalización.

16 ÍNDICE DE ALTERACIÓN DEL COLOR DE CONODONTOS (CAI) 1. Belodella sp. CAI=1, dolomitizado 2. Polygnathus sp., Pa. CAI=1, hematizado 3. Drepanoistodus sp. CAI=1, meteorizado 4. Panderodus sp. CAI=5 5. Caudicriodus ultimus CAI=3,5 6. Polygnathus rhenanus CAI=1,5 7-9 Polygnathus xilus Pa. 7 - CAI=1, CAI=2-2,5 9 - CAI=2 10. Gnathodus sp. Pb. CAI=1 11. Gnatothus cuneiformis CAI=1, hematizado 12. Gnatothus pseudosemiglaber CAI=8, deformado y recristalizado 13. Polygnathus? sp. CAI=1 14. Polignathus sp. Pb. CAI=5,5 Sarmiento y García López (1992)

17 RELACIÓN ENTRE LA REFLECTANCIA DE LA VITRINITA, EL ÍNDICE DE COLOR DE CONODONTOS Y LA GENERACIÓN Y DESTRUCCIÓN DE HIDROCARBUROS

18 OTROS ÍNDICES DE COLOR DE ALTERACIÓN Suelen también utilizarse otros índices de color con el empleo de diferentes restos fósiles. Entre ellos cabe mencionar a las esporas y polen (post-silúricos) silúricos) y a los foraminíferos (del Cámbrico a la actualidad). Por lo común, las variaciones de color van siempre desde tonos pálidos a baja temperatura hasta tonos oscuros a alta temperatura.

19 EL ÍNDICE DE COLOR DE LAS ESPORAS (SCI) Índice de color de Reflectancia de la Temperatura (ºC) esporas vitrinita (%) 1 traslúcido, incoloro 0, , , , , , , , , opaco, negro 15 1,5 190 Fisher et al. (1980)

20 ÍNDICE DE COLOR EN FORAMINÍFEROS Los números indican grados crecientes de alteración por madurez térmica. Obsérvese el oscurecimiento de estos especímenes de foraminíferos aglutinantes conforme avanza la carbonización de la materia orgánica. De McNeil et al. (1996)

21 ÍNDICE DE COLOR EN FORAMINÍFEROS Secuencia típica de colores reconocidos en foraminíferos fósiles. De McNeil et al. (1996)

22 INTERESTRATIFICADOS ILLITA ESMECTITA COMO GEOTERMÓMETROS

23 IDENTIFICACIÓN DE LOS ARGILOMINERALES Difracción de rayos X Mineral Illita Esmectita Normal 10 Å 14,00 a 14,40 Å

24 LA TRANSFORMACIÓN DE ESMECTITA A ILLITA POR AUMENTO EN EL SOTERRAMIENTO Ubicación del pico del interestratificado I/S en la muestra natural y porcentaje de capas expansivas (Powell et al., 1978). Posición del Pico I/S (muestra natural) Porcentaje de Capas Expansivas 10,25 10,45 Å ,45 10,90 Å ,90 11,10 Å ,10 11,40 Å ,40 11,80 Å ,80 12,26 Å 70-80

25 DIAGÉNESIS DE LOS ARGILOMINERALES

26 DIAGÉNESIS DE LOS ARGILOMINERALES Y SU RELACIÓN CON LOS HIDROCARBUROS Estadios diagenéticos y % de capas de Illita en los interestratificados (I/S) (Foscolos, 1976) Eodiagénesis <25% Alto contenido de esmectita Expulsión de agua poral Incipiente generación de hidrocarburos. 60 C Mesodiagénesis Temprana 25-50% 110 C Mesodiagénesis Tardía 50-75% Telodiagénesis >75% Cambios marcados en la relación I/S Deshidratación de esmectitas Cracking catalítico y generación de hidrocarburos VENTANA DEL PETRÓLEO Segunda deshidratación de esmectitas Fase principal y flujo de hidrocarburos líquidos VENTANA DE PETRÓLEO (continúa) Capas de I muy abundantes en los I/S Producción de hidrocarburos gaseosos Materia orgánica SOBREMADURA Telodiagénesis para Foscolos es equivalente a la mesogénesis o anadiagénesis más profunda

27 CRISTALINIDAD DE LA ILLITA COMO GEOTERMÓMETRO VALORES 2θ DEL ANCHO DE LA REFLEXIÓN DE 10 Å >0,42 2θ Diagénesis 0,42-0,25 2θ Anquizona (metamorfismo incipiente) <0,25 2θ Metamorfismo Como se aprecia, el aumento de cristalinidad se manifiesta en el difractograma como un progresivo adelgazamiento del pico 001 de illita

28 DIAGRAMA COMPARATIVO SOBRE EL ALCANCE DE LOS GEOTERMÓMETROS