Origen Del Petroleo e Historia

Origen del Petrle e Historia de la Perforacin en Mxico

Origen del Petrleo e Historia de la Perforacin en Mxico


NDICEORIGEN DEL PETRLEO3Diagnesis3Catagnesis6Metagnesis7Metagnesis de gas seco7Formacin del gas8Migracin primaria8Migracin secundaria9ERAS GEOLGICAS10Registro contenido en las rocas12Edad de los fsiles13Interpretacin de la secuencia del Gran Can14Las rocas como registro de los movimientos de la tierra17Hutton y el uniformitarismo17Evolucin y escala de tiempo18El tiempo absoluto y la escala de tiempo geolgico18Los relojes en las rocas19Qu sucede con los tomos radiactivos19Escalas de tiempo absoluto y estratigrfico21Descripcin de la era precmbrica22CLASIFICACIN DE LOS YACIMIENTOS22Por tipo de trampas22Por tipo de fluido26ETAPAS DEL PROCESO EXPLORATORIO26Estudio de las cuencas26Sistema petrolero27Identificacin, evaluacin y seleccin de plays27Identificacin, evaluacin y seleccin de prospectos27Prueba de prospectos27Delimitacin y caracterizacin inicial27UBICACIN GEOGRFICA DE LOS YACIMIENTOS EN MXICO27Regin Marina27

10

13Regin Marina Noreste28Regin Marina Suroeste28Regin Norte29Regin Sur31I. DESARROLLO DE LA PERFORACIN DE POZOS EN MXICO34Perforacin de pozos petroleros35Periodo de 1900 - 1937La perforacin en Mxico por compaas privadas37Periodo 1938 - 1960Maduracin de la perforacin nacionalizada39Periodo 1961 - 1980La perforacin de los grandes yacimientos40Periodo 1981 - 1998Incorporacin de tecnologas y creacin de la Unidad de Perforacin yMantenimiento de Pozos (UPMP}45Conclusiones50



l. ORlGEN DEL PETRLEO

La palabra petrleo significa aceite de piedra. De origen bituminoso, se trata de un compuesto de hidrocarburos, bsicamente de carbono e hidrgeno, que en su forma natural se encuentra en estado slido, lquido y gaseoso.

Existen varias teoras sobre los orgenes de la formacin del petrleo que, de manera general, se pueden clasificar en dos grandes grupos: la de formacin orgnica y la de formacin inorgnica.

La teora inorgnica tuvo gran aceptacin durante muchos aos. Sin embargo, cuando las tcnicas del anlisis geolgico se perfeccionaron y se cont con informacin suficiente al respecto, se empez a dar importancia a las teoras de formacin orgnica. Se- gn estos postulados, el petrleo es producto de la descomposicin de organismos vegetales y animales que fueron sometidos a enormes presiones y a altas temperaturas en ciertos periodos de tiempo geolgico.

La teora orgnica est basada

partir de estudios realizados en el laboratorio de rocas petrolferas en campos productores se encontraron ciertas propiedades pticas nicas de sustancias orgnicas. Estos resultados constatan el origen orgnico del petrleo.

Diagnesis

La diagnesis es el proceso de alteracin biolgica, fsica y qumica de los fragmentos orgnicos debido al pronunciado efecto de la temperatura. El espectro molecular simple de los hidrocarburos proviene del espectro complejo del petrleo; es decir, se debe a la formacin diagentica de un amplio grupo de hidrocarburos derivados de molculas orgnicas originales sumado a grandes cantidades de hidrocarburos originados por alteracin trmica de la materia orgnica sepultada profundamente. La mayor cantidad de petrleo se forma de la materia orgnica calentada en la tierra.

La materia orgnica sintetizada por los vegetales,de la cual una pequea parte se preserva e introduce en los

en dos principios fundamenta- les: la produccin de hidrocarburos a partir de organismos vivos y la accin del calor sobre la materia orgnica formada biognicamente. En las lti- mas dcadas, el conocimiento geoqumico y la evidencia geolgica en los estudios sedimentarios y petroleros han

Trampa artificialDismigracin

Trampa contra fallas

Migracin secundaria

Roca madre

demostrado fehacientemente que la mayor parte del petrleo se origin de materia orgnica sepultada en una cuenca sedimentaria ( figura 1}. El factor fundamental para aceptar

Yacimiento de gas Yacimiento de aceite

Migracin primaria

(lutita)

Receptculo arena

Basamento cristalino o metamrfico

Origen del Petrleo e Historia de la Perforacin en Mxicolas teoras orgnicas, es que a

Figura 1 Almacenamiento de Hidrocarburos



4

5sedimentos, es el origen de los combustibles fsiles: petrleo, gas natural, carbn, arenas y lutitas bituminosas. La sntesis clorofiliana permite a los vegetales fabricar los constituyentes de sus clulas. Para ello emplea el agua y el gas carbnico del aire si se trata de vegetales terrestres, o el disuelto en el agua cuando son organismos marinos. La glucosa es el ms simple de los productos as formados y a partir de este primer compuesto se sintetizan el almidn, la celulosa y todos los otros constituyentes de la clula, siempre y cuando, las sales minerales indispensables estn presentes.

El aporte orgnico ms importante es el de los vegetales superiores. Est regido por las condiciones geogrficas, particularmente por el clima (temperatura, lluvia, etctera}. En el mar, el fitoplancton es el productor primario y fundamental de materia orgnica. La presencia de la luz (necesaria para la fotosntesis} y la abundancia de sales minerales con- trolan su productividad. El fitoplancton comprende bsicamente dos grupos de algas: las diatomeas y los dinoflagelados; adems de los cocolitofridos que forman el nivel trfico primario. El zooplancton, las bacterias y toda la fauna marina se alimentan de ellos para constituir as una cadena alimenticia compleja. Sin embargo, desde el punto de vista cualita- tivo, las producciones de materia orgnica marina son, en orden de importancia, las del fitoplancton, las del zooplancton y las de las bacterias.

La preservacin de materia orgnica slo puede efec- tuarse en un medio acutico: lagos, mares y ocanos. En todos los medios, la materia orgnica es presa de microorganismos tales como bacterias, hongos, etctera. Pero la degradacin microbiolgica en el medio aerbico es la ms severa: en los suelos terrestres y en el espacio subareo, el oxgeno molecular disponible permite una destruccin casi completa de la materia orgnica. Por el contrario, en los sedimentos finos depositados en un medio marino o lacustre (como los lodos arcillosos o los lodos calcreos finos}, el ac- ceso del oxgeno molecular se vuelve imposible. El oxgeno disuelto dentro de las aguas intersticiales de los lodos se elimina fcilmente por la degradacin microbiana de las partculas de materia orgnica y no es reemplazado; el medio se vuelve entonces anaerbico. La actividad de los organismos anaerbicos contribuye a modificar la composicin de la materia orgnica restante, aunque esta actividad cesa rpidamente.

Las protenas, los lpidos, los glcidos, la glucosa y la lignina, que forman parte de los vegetales superiores, constituyen la mayor parte de la materia orgnica viva. Durante la sedimentacin, estos compuestos sufren importantes transformaciones que deciden, en cierta manera, el destino de la materia orgnica. Los microorganismos, especialmente las bacterias, des- empean un papel muy importante en estas transformaciones que se producen en condiciones de temperatura y presin muy bajas. La nutricin de las bacterias se realiza por va osmtica a travs de la membra- na de la clula; primero destruyen por va enzimtica a los polmeros como las protenas o los polisacridos, luego los monmeros individuales como los aminocidos y los azcares simples son liberados. En ese momento pueden ser utilizados los microorganismos, ya sea como fuente de energa - la materia orgnica se mineraliza y vuelve al estado de CO2 y H2O - o bien para sintetizar los constituyentes de su clula - la materia orgnica vuelve al ciclo biol- gico. Por ltimo, se conserva una pequea parte y precisamente esta "fuga" del circuito principal constituye la fuente de la materia orgnica fsil. El porcentaje de conservacin de la materia orgnica y de su incorporacin en los sedimentos es pequeo. Esta escala geolgica puede evaluarse aproximadamente en 0.1% (figura 2}.

En ciertos medios como el Mar Negro, el oxgeno disuelto desaparece a partir de los 200 m de profundidad; con el establecimiento de un medio reductor rico en hidrgeno sulfurado, puede calcularse en alrededor del 4% de la materia orgnica producida.

Eventualmente con el incremento de temperatura a grandes profundidades, se inician las reacciones de rompimiento trmico y cataltico de la matriz orgnica (kergeno} para formar cientos de hidrocarburos que son combinados con la mezcla original biognica simple.

El resultado de la conservacin de los hidrocarburos fsiles, y sobre todo de la formacin de nuevos hidrocarburos a partir del kergeno, es la gran cantidad de petrleo disponible en el subsuelo en estado disperso. En efecto, los sedimentos porosos y permeables- arenas, calcarenitas-, en donde se encuentran en la actualidad los yacimientos de petrleo, contienen originalmente muy poca materia orgnica. Esto se debe simplemente a la necesidad de preservar esta degradacin aerbica en el mo-

Materia Viva

gran nmero de cuencas sedimen-tarias, un gradiente de 3 C/100m representa un valor medio aceptable.

Degradacin

Protenas glcidos

Lpidos Hidrocarburos

Conservacin

El factor ms importante en el origen del petrleo es la historia trmica de las rocas generadoras. Durante la diagnesis, la mezcla compleja de componentes hidrocarburos produce toda una serie de

Microbiolgica

Aminocidos azcares simples

Policondensacin Acumulacin Masiva

cidos flvicos

DegradacinMicrobiolgica

C2O H2O

reacciones de baja temperatura que a su vez provocan la formacin de ms hidrocarburos, y de otros materiales, debido a las prdidas de oxgeno, nitrgeno y azufre. Aqu la diagnesis se define con una cubierta de temperatura en el rango que va desde la temperatura su- perficial hasta los 50 grados centgrados.

Turba

cidos hmicos

Estado Disperso

Uno de los principales agentes de la transformacin durante la diagnesis temprana es la actividad microbiana. Los microorganismos aerbicos que viven

LignitoKergeno

Degradacin Trmica

Huilas

Petrleo

Desintegracin

Fsiles geoqumicos

en la capa superior de los sedimentos consumen el oxgeno libre. Los anaerbicos reducen los sulfatos para obtener el oxgeno requerido. La energa se suministra a travs de la descom-

Antracita

Desintegracin

Kergeno residual

Gas

posicin de la materia orgnica, la cual,durante el proceso, se convierte en dixido de carbono, amoniaco y agua. Normalmente, la conversin se efecta completamente en las arenas y parcialmente en los lodos. Algunos slidos como el carbonato de calcio organo-

Figura 2 Formacin de hidrocarburos a partir de materia orgnica

detrial y el xido de silicio se disuelven, alcanzan una saturacin y vuelven a pre-

mento del depsito. En las rocas porosas, el agua cargada de oxgeno disuelto circula libremente, mientras los sedimentos de grano fino (arcilla, lodo calcreo fino} constituyen rpidamente un medio cerrado. En este ltimo tipo de rocas, comnmente llamado roca madre, se conserva la materia orgnica para posteriormente formar el petrleo y el gas.

En una cuenca de sedimentacin el depsito de nuevas capas contina, en general, durante millones de aos. Los sedimentos depositados con anterioridad son sepultados bajo cientos o miles de metros de depsitos posteriores, y as se ocasiona un aumento considerable de la temperatura. Este incremento o gradiente geotrmico vara de 1.5 a 8 C/100m; en un

cipitarse junto a los minerales autognicos, como sulfuros de hierro, cobre, zinc, siderita, etctera.

Dentro del sedimento, el material orgnico tiende al equilibrio. Los polmeros o " biopolmeros" biognicos previos (protenas, carbohidratos} se destruyen debido a la actividad microbiana durante la sedimentacin y diagnesis primaria. Luego, sus constituyentes se reagrupan progresivamente en nuevas estructuras policondensadas ("geopo- lmeros"} precursores del kergeno. Cuando el depsito de la materia orgnica derivada de las plantas es masivo, comparado con la contribucin mineral, se forma la turba y luego los carbones cafs (lignito y carbn sub-bituminoso}, el hidrocarburo

ms importante formado durante la diagnesis.

El final de la diagnesis de la materia orgnica sedimentaria se sita en la forma ms conveniente cuando los cidos hmedos extrables han disminui- do hasta una cantidad menor, y la mayor parte de los grupos carboxilo han sido eliminados.

Catagnesis

Los procesos por los cuales la materia orgnica es al-

tano}; posteriormente los depsitos orgnicos masi- vos se modifican como diversas clases de carbn y producen tambin hidrocarburos.

Conforme la temperatura contina aumentando, se rompen ms enlaces por ejemplo, los enlaces de ster y algunos carbono - carbono. Las molculas de hidrocarburos, particularmente las cadenas asflticas, se producen a partir del kergeno y de los compuestos de nitrgeno (N}, azufre (S}, oxgeno (O} previa- mente generados. Algunos de los hidrocarburos libe-

terada debido al efecto del aumento en la temperatu-

rados son molculas biogenticas C15

C30

compara-

ra se llaman Catagnesis.

El depsito consecutivo de los sedimentos tiene como resultado el entierro de los lechos previos, a una profundidad que alcanza varios kilmetros de recubrimiento en cuencas subsidentes. Esto, junto con los movimientos tectnicos, representa un aumento considerable en la temperatura y la presin.

Las temperaturas en la tierra se incrementan de 2 a 5 grados centgrados por cada 100 metros de profundidad. Un aumento lineal en la temperatura causa un incremento lineal logartmico en la razn de reaccin para la mayora de las reacciones involucradas en la formacin del petrleo.

bles con los fsiles geoqumicos que fueron anteriormente entrampados en la matriz del kergeno. La mayor parte de los nuevos hidrocarburos producidos durante la zona principal de la generacin de aceite tienen peso molecular de intermedio a bajo. No dis- ponen de una estructura caracterstica o distribucin especfica, contrariamente a los fsiles geoqumicos que progresivamente se diluyen por estos nuevos hidrocarburos (figura 3}.

Esta es la etapa ms importante en la formacin de acei- tes, aunque la generacin de aceite lquido va acompa- ada de la formacin de una significativa cantidad de gas.

El aumento en la temperatura incrementa la solubilidad en los fluidos de los sedimentos de algunos compuestos orgnicos; tambin convierte los slidos a lquidos y los lquidos a gas, e incrementa su habilidad para moverse y migrar. La catagnesis est definida dentro del rango de 50 a 100 grados centgrados.

La presin geosttica debida a la sobre- carga puede ser de 300 a 1,000 1,500 bars. Tal aumento en la presin y temperatura coloca al sistema fuera de equilibrio, y da como resultado nuevos cambios.

La materia orgnica experimenta entonces transformaciones mayores a travs de una evolucin progresiva: el kergeno produce primeramente petrleo lquido; en una etapa subsecuente, se obtiene el gas h- medo y condensado (tanto el aceite lquido como el condensado van acompaa- dos de una cantidad considerable de me-

0 Hidrocarburos formados

1Fsiles geoqumicosZonas de evolucin del kergeno234CH4 Bioqumico

Profundidad en kilmetrosACEITEformado por degradacin trmica del kergeno

GASformado por desintegracin trmica del kergeno y del aceite

CH4

Figura 3 Evolucin del kergeno

A medida que la temperatura y el sepultamiento continan aumentando, la ruptura de los enlaces carbono - carbono se presenta con ms frecuencia y al- tera tanto a los hidrocarburos ya formados de la roca generadora como al kergeno remanente. Los hidrocarburos ligeros se generan a travs de esta desintegracin, mientras que en los hidrocarburos de la roca generadora y el petrleo su proporcin aumenta rpidamente.

Debido a la cintica de la formacin y a la estructura del kergeno, el metano se convierte velozmente en el compuesto liberado predominante.

La transformacin global que se presenta durante la catagnesis es equivalente al proceso de despropor- cin. Por una parte, se generan hidrocarburos de contenido de hidrgeno creciente con una relacin atmica hidrgeno/carbn promedio de 1.5 a 2.0 en el crudo, y 4.0 en el metano puro. Por otra parte, el kergeno residual llega a ser agotado en hidrgeno con una relacin atmica hidrgeno/carbn de aproximadamente 0.5 al final de la etapa de catagnesis.

El final de la catagnesis se alcanza en el intervalo en donde se completa la desaparicin de las cadenas asflticas de carbono en el kergeno, y en donde se inicia el desarrollo de un ordenamiento de sus unidades bsicas.

Metagnesis

En este estado, los minerales experimentan una transformacin bajo condiciones de temperatura muy alta (entre 150 y 200 grados centgrados}. Los minerales arcillosos pierden su intercapa de agua y alcanzan un alto grado de cristalinidad; los xidos de hierro contienen agua estructural (Goethita} y cambian a xidos sin agua (Hematita}; tambin ocurre una severa disolucin por presin y recristalizacin, adems de la formacin de cuarcita e, inclusive, la desaparicin de la estructura original de la roca.

Las rocas ricas en materia orgnica sufren bajo estas condiciones de temperatura la metagnesis de la materia orgnica. En este estado, los constituyentes orgnicos estn compuestos solamente de metano y carbn residual, y entonces algunos cristales ordenan su desarrollo. El carbono se transforma en antracita. La produccin, acumulacin y preservacin de materia orgnica no degradada es un

prerrequisito para la existencia de rocas generadoras de petrleo.

El trmino materia orgnica o material orgnico se re- fiere al material comprendido de molculas orgnicas derivadas directa o indirectamente de ciertas partes de los organismos vivos, las cuales son depositadas y preservadas en sedimentos. En funcin de los eventos geolgicos que sucedan, parte de la materia orgnica sedimentaria puede ser transformada en compuestos de petrleo. Por eso es importante tomar en cuenta que durante la historia de la Tierra, las condiciones de sntesis, depsito y preservacin de la materia orgnica cambiaron considerablemente. Desde el Precmbrico (ms de 570 millones de aos} y hasta el Devnico (367 millones de aos}, la produccin primaria de materia orgnica se realiz a partir del fitoplancton.

A partir del Devnico, se dio un gran incremento en la produccin primaria debido a la contribucin de plantas superiores terrestres. En el presente, el fitoplancton marino y las plantas superiores terrestres producen igual cantidad de materia orgnica.

Metagnesis del gas seco

Una vez que el material ms dbil se elimina, se presenta a travs de la catagnesis con un alto grado de ordenamiento, una reorganizacin estructural en el kergeno. Sin embargo, en esta etapa (metagnesis} no se generan cantidades significati- vas de hidrocarburos a partir del kergeno, excepto una pequea cantidad de metano. Las cantidades grandes de metano se pueden obtener como resultado de la desintegracin de los hidrocarburos de la roca generadora y del petrleo lquido acumula- do en los yacimientos.

La estabilidad del metano, aun a temperaturas superiores (hasta cerca de 550 C}, es tal que las profundidades de perforacin actuales y futuras cer- canas no alcanzarn las zonas en las que el metano pueda ser destruido a causa de la temperatura. No obstante, el metano se puede destruir debido a la presencia del azufre que puede presentarse originalmente como azufre libre debido a que la materia orgnica puede reaccionar con los sulfatos a temperaturas altas para producir azufre libre. A su vez, el azufre puede reaccionar con el metano para formar H S.2

El bixido de carbono se origina durante la diagnesis como parte del proceso de eliminacin del kergeno. Tambin puede generarse algo de metano diagentico, particularmente de la materia orgnica de origen continental. Normalmente a ste se le denomina "gas de diagnesis temprana".

Durante la etapa principal de formacin de aceite tambin se generan hidrocarburos ligeros que se vuelven progresivamente ms importantes, como lo indica la relacin creciente de gas-aceite. Sin embargo, en esta etapa el metano normalmente queda subordinado a los hidrocarburos ms pesados.

A mayor profundidad, la desintegracin da origen a la etapa catagnica de formacin de gas (en la que el metano es definitivamente predominante}, y posteriormente a la etapa metagentica de gas seco (cuando solamente se genera metano}, puede reaccionar con el metano para formar H2S.

Formacin del gas

Los hidrocarburos gaseosos: metano, bixido de carbono y sulfuro de hidrgeno, se generan en diversas etapas de la evolucin de la materia orgnica en los sedimentos. Se pueden formar por actividad bacterial en el sedimento joven depositado reciente-mente en el fondo de los mares o lagos. Normalmente se denomina "gas biognico".

El bixido de carbono se origina durante la diagnesis como parte del proceso de eliminacin del kergeno. Tambin puede generarse algo de metano diagentico, particularmente de la materia orgnica de origen continental. Normalmente a ste se le denomina "gas de diagnesis temprana".

Durante la etapa principal de formacin de aceite tambin se generan hidrocarburos ligeros que se vuelven progresivamente ms importantes, como lo indica la relacin creciente de gas-aceite. Sin embargo, en esta etapa el metano normalmente queda subordinado a los hidrocarburos ms pesados.

la etapa metagentica de gas seco (cuando solamente se genera metano}.

Durante la catagnesis y la metagnesis, se produce el sulfuro de hidrgeno junto con metano. Se pueden generar a partir del kergeno y de los compuestos de azufre lquidos en el crudo. Cuando hay azufre libre, ste tambin puede reaccionar con los hidrocarburos para producir H2S. El sulfuro de hidrgeno es particularmente abundante cuando la propia materia orgnica es rica en azufre, como sucede con las secuencias de carbonatos y carbonato evaporita. En tales condiciones geolgicas, la generacin de H2S parece verse favorecida a gran profundidad (tpicamente 3,000 a 4,000 m} y generalmente, en el mismo intervalo de temperatura que el metano. Finalmente, el bixido de carbono se puede generar en la ltima etapa de la historia del petrleo, es decir, cuando las acumulaciones de crudo son degradadas, especialmente por actividad bacterial (figura 4}.

Migracin primaria

Una vez creado, el petrleo se ubica dentro del espacio poroso de la roca generadora que por su propia naturaleza se encuentra ocupado por agua. As, como no existe permeabilidad suficiente entre agua

A mayor profundidad la desintegracin da origen a la etapa catagnica de formacin de gas (en la que el metano es definitivamente predominante}, y posteriormente a

Figura 4 Etapas de generacin del petrleo

y petrleo debido a su incompatibilidad de densidades, se crea una fuerte presin interna en la roca que propicia la expulsin del petrleo por poros minsculos que, fractura la matriz mineral a su sa- lida o aprovecha fallas preexistentes e inicia el proceso denominado migracin primaria (figura 5}. En promedio, el 40% del petrleo queda aprisionado en la impermeable roca generadora aunque, excep- cionalmente, se pueda tener una tasa de expulsin del 80%, pero nunca del 100%.

Se conocen tres etapas de migracin primaria asociadas a la permeabilidad relativa: la inmadurez en la que con 20% de petrleo y aunque haya mucha agua no se satura el espacio poroso y por lo tanto no hay expulsin; la madurez precoz con el 60% del petrleo

Figura 5 Migracin Primaria

generado, en la que ya se ha saturado el espacio y se ha iniciado la expulsin y migracin; el resto de la maduracin hasta llegar al 100%, en la que el petrleo excedente sale de la roca. Finalmente en la senilidad se agota la capacidad de generacin y no hay ms expulsin de petrleo.

En los espacios porosos presentes en los conductos permeables, las gotas de petrleo se renen y se movilizan hacia las zonas de presin ms baja para encontrar en las rocas vecinas las condiciones de porosidad y permeabilidad suficientes (rocas almacena- doras} para emplazarse dentro de ellas y habilitar el proceso de migracin secundaria.

Migracin secundaria

Es conveniente aclarar que siempre existen prdidas de hidrocarburos durante esta migracin debido a las mltiples vas de comu- nicacin alternas (laterales y verticales}; adems, parte de este petrleo permanece adherido a las superficies de los granos de roca por las que atraviesa. Por su parte el agua intersticial ayuda a vencer la capilaridad del espacio poroso y a que el petrleo llegue a niveles superiores.

El viaje termina cuando el petrleo se encuentra con una roca impermeable que le impide el paso a posiciones ms lejanas y por lo tanto no lo deja escapar. Precisa- mente la ubicacin de los yacimientos petroleros depende de la forma de las rocas alma- cenadoras. Se puede tratar, entre otros, de capas idealmente paralelas as formadas desde el momento de su depsito con suficiente porosidad y permeabilidad como algunas capas de arena, o de las reas con arrecifes de co- rales. Tambin se pueden encontrar espacios ms sofisticados, resultado de deformaciones por movimientos tectnicos que modifican las formas originales y

crean altos estructurales capaces de acumular petrleo (figura 6}.

Las estructuras debidas a deformaciones pueden ser alteradas por rompimientos de las capas de roca. Estos rompimientos pueden construir vas

Figura 6 Migracin secundaria

de migracin hacia porciones ms someras o bien crear yacimientos mltiples conocidos como trampas (figura 7}.

La mecnica de generacin o de expulsin, migracin y acumulacin del petrleo en trampas, as como su preservacin en el subsuelo, es en realidad el proceso del sistema petrolero.

Un sistema petrolero describe las relaciones genticas entre un volumen de roca generadora madura y todo el aceite o el gas que emana en su momento crtico. El anlisis de sistemas petroleros incluye elementos esen- ciales para detectar una acumulacin de petrleo gra-

cias al uso combinado de la geologa y la geoqumica. Con la ayuda de estas ciencias es posible predecir las reas en donde pueden ocurrir nuevos descubrimientos de aceite y/o gas; conocer mejor los yacimientos existentes; detectar problemas en las instalaciones de produccin e, inclusive, mejorar los procesos.

El estudio de una cuenca describe a las rocas sedimentarias en el momento de su depsito y deformacin estructural, as como a las trampas individualmente perfora- bles (Prospectos} o a una serie de trampas relacionadas (Plays}. Con- templa, tambin, una serie de trampas cuya informacin es insuficien- te para sustentarla o carece de la calidad necesaria, y entonces no se consideran como prospectos.

ll. ERAS GEOLGlCAS

Una de las diferencias ms importantes entre gelogos y cientficos es su actitud respecto al tiempo. Muchos procesos de reacciones fsicas y qumicas medidos en laboratorio ope- ran sobre periodos o escalas de tiempo de segundos o fracciones de segundo, mientras que los procesos geolgicos observables directamente ocupan un lugar muy importante en un espacio de tiempo determinado. Los terremotos pueden durar minutos o segundos, pero las ondas ssmicas generadas por el terremo- to tardan minutos u horas para viajar a lo largo de la Tierra o su super-ficie. La erosin y el transporte de grandes cantidades de polvo, cantos rodados, arena, sedimentos y arcilla a travs de un ro, requiere pocos das. Las barras de arena de la playa se mueven hacia dentro y hacia fuera durante das o semanas. En estos procesos podemos ver o sentir lo que est ocurriendo, mientras que otros no pueden ser observados directamente. Esto es an ms evidente cuando las escalas de tiempo son de cincuenta aos o ms; en estos casos nuestra memoria comienza a fallar y es entonces cuando re- currimos a registros histricos como, por ejemplo, para medir qu tanto se ha llenado un terreno pantanoso, qu tanto se ha erosionado una ladera, o cunto ha cambiado su curso un ro.

Figura 7 Generacin, migracin y acumulacin de hidrocarburos

cos aos que los cientficos han reconocido un patrn mundial de tiempo para estos movimientos.

lPor qu se tiene especial cuida- do con la escala de tiempo? Una de las razones ms importantes radica en el corazn de la geologa: la historia de la evolucin de la Tierra tal como la concebimos actualmente. Las montaas que conocemos actualmente son de gran importancia en las escalas de tiempo pues proporcionan informacin valiossima sobre lo sucedido en nuestro planeta durante millones de aos. Esta idea proviene de una vieja regla de la ciencia fsica: si dos cosas se formaron en diferentes pocas, es como si se hubieran creado por procesos diferentes. La mayor parte del tiempo utilizamos este mtodo emprico de manera in- consciente, pero algunas veces lo hacemos de forma acertada, como una gua para pensar en un problema especfico.

As, se han encontrado rocas de menos de 200 millones de aos en la profundidad del ocano, que

El tiempo se mide por relojes radiactivos y se infiere por el razonamiento de las medidas de los procesos fsicos y qumicos involucrados. Se ha concluido que la Tierra tiene cerca de 4.7 billones de aos de antigedad. lQu ha sucedido en todo este tiempo? lCunto tiempo le llev al proceso geolgico crear las montaas o destruirlas? lCul es el periodo de vida de un ro? Para cada una de estas escalas el tiempo vara desde unas cuantas decenas de aos hasta unos billones de aos.

Para una sociedad organizada la escala de tiempo es muy importante. En una escala geolgica de millones o cientos de millones de aos, la Tierra est lejos de permanecer estable. Durante ese lapso los continen- tes, ocanos y cadenas montaosas se han movido horizontal y verticalmente grandes distancias. Aunque la evidencia de gran inestabilidad nos rodea, hace po-

nos han llevado a suponer que el mar tiene esta misma edad. Si una distancia de 10,000 km es utiliza- da para representar el ancho promedio del ocano, que es la distancia entre las placas continentales, la separacin es de 10,000 km /200 millones de aos, es decir, 5 centmetros por ao.

La conocida Falla de San Andrs en California, EU, que se encuentra a lo largo de la placa del Pacfico Norte, se desliz en el pasado sobre la placa de Norteamrica. Algunos lugares a lo largo de la falla han sido estudia- dos durante casi un siglo. En este lapso, la falla ha sufrido deslizamientos de 4 a 6 centmetros por ao debido a terremotos y a la misma repeticin del fenmeno. A lo largo de un gran periodo de tiempo, el rgimen de movimiento puede ser determinado comparando formaciones geolgicas distintivas que se han deslizado por la falla y las partes separadas que se mueven a lo largo de una y otra.

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

Aunque lentos, los procesos erosionales desgastan continuamente la corteza terrestre. La velocidad de erosin puede ser estimadasi se aaden los productos desintegrados y disueltos por este fenmeno y que son transportados por los ros y el viento. La velocidad de erosin que se registra en el continente norteamerica- no ha sido estimada en cerca de 0.03 milmetros por ao. As, para abrir una cuenca ocenica se necesi- tan cientos de millones de aos; cerca de 20 millones de aos para elevar una montaa y 100 millones de aos para rebajarla a nivel del mar. La Tierra ha experi- mentado muchos ciclos de formacin y erosin de montaas en cuatro millones de aos. Sin elevacio- nes montaosas y otras for-

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

En el Gran Can podemos encontrar gran cantidad de rocas de distintas formas y tamaos con patrones caractersticos tiles para reconstruir la historia geolgica.

maciones, la Tierra se re- ducira al nivel del mar.

Registro contenido en las rocas

Figura 8 Vista panormica del Gran Can del Colorado

Lo primero que puede apreciarse en estas rocas es su pronunciada capa horizontal, resultado de los asientos de las partculas acarreadas por aire o agua

El nico registro de los fenmenos sucedidos en el pasado geolgico se encuentra en las rocas preservadas de la destruccin erosional. Podemos encontrar muchos lugares en donde las capas de roca con lneas superficiales expuestas no han sido alteradas por el suelo o por cantos rodados. Tales exposicio- nes, denominadas afloramientos, varan su tamao desde pequeas proyecciones de roca visibles en una ladera hasta capas expuestas en los ros de altos riscos que forman las paredes de los caones

para formar capas de sedimentos. Esta afirmacin est claramente basada en la observacin de estas capas que se han depositado en las playas; y a las de lodo y sedimento que se acumulan en las orillas de los ros.

Si se considera lo anterior, sera absurdo pensar que una capa sedimentaria puede ser depositada bajo una capa previa. As podemos concluir que cualquier capa nueva que se aade a la serie, siempre se har en la

parte superior. Evidentemente debemos aadir como condicin indispensable, que ninguna serie deber ser deformada y completamente plegada en una etapa posterior.

El tiempo de secuencia de la estratigraficacin es la base simple para la escala del tiempo estratigrfico. Estas generalizaciones tan sencillas son un buen ejemplo del conocimiento: los ver- daderos grandes descubrimientos son aqullos que nos resultan perfectamente obvios gracias a que alguien los ha descubierto para nosotros. Nicolaus Steno, fsico italiano, formul en 1669 el principio de la horizontalidad original y el de la superposicin; tambin fundament el principio de la continuidad original, segn el cual, las capas sedimentarias forman al mismo tiempo de la depositacin una hoja continua que termina solamente por adelgazamiento, por cambios gradua- les de la capa, diferente por su composicin o por confinamiento de una pared o barrera, tal como la lnea costera que confina un rea deposicional. Partiendo de la ley de la continuidad se puede tomar intuitivamente la idea de que la cara de una capa, tal como se puede ver en la excavacin de una carretera o en el Gran Can, es la etapa de rompimiento o erosin de una hoja continua.

Con base en estos tres principios se podra construir el reloj estratigrfico, siempre y cuando, fuera posible establecer una longitud total de tiempo y el intervalo necesario para que todas las rocas se acomodaran en cada capa; se tuviera idea del tiempo que le toma a cada capa depositarse, y que todos los tiempos pu- dieran ser contabilizados por este reloj.

Desafortunadamente, la ltima condicin sera muy difcil de lograr. Basndose en la observacin de flujo de los ros y de otros tipos de sedimentacin, pensamos que ciertos periodos de tiempo no son representados en una roca. Los sedimentos depositados en las orillas de los ros, como por ejemplo el histrico Nilo en Egipto, no se acumulan de manera constante y uniforme. La escala de tiempo de depsitos en lagos es de das; pero tambin existen escalas para los tiempos entre los lagos a un intervalo que puede variar de pocos aos a muchas dcadas. En otras palabras, una laguna o una inte- rrupcin en la sedimentacin, puede ser dos o tres veces ms grande que la depositacin de sedimentos en las lagunas.

Edad de los fsiles

Los fsiles, organismos antiguos conservados en algunas de estas rocas, constituyen otra herramienta til para establecer la secuencia de una serie de depositaciones de rocas sedimentarias formadas por carbonato de calcio (CaCo3} en forma de fragmentos de conchas de animales fsiles. Las pizarras son rocas endurecidas y compactadas de arci- llas y lodo; y las areniscas, que estn formadas de granos de arena cementados, tambin pueden contener materiales fsiles tales como conchas y fragmentos de conchas. Algunas de estas conchas fsiles son fcilmente identificables cuando se les compara con sus similares de hoy en da. Muchas otras se parecen a los animales de la actualidad, pero obviamente son diferentes, y otros, que tambin son restos de conchas animales, no se parecen nada a los actuales. No todos los fsiles son de animales invertebrados como las almejas y las ostras. Los excavadores de capas formadas descubrieron hace millones de aos partes de algunos animales vertebrados como los reptiles o mamferos y en algunas ocasiones tambin se pueden observar hasta restos de dinosaurios, esqueletos de peces y dientes de tiburn .Las plantas fsiles son abundantes, particularmente las que se encuentran dentro de las rocas y en las que contienen capas de carbn, en donde es posible encontrar helechos, hojas, varas, ramas y hasta troncos completos.

As se lleg a la conclusin de que estos fsiles representan formas de vida en diferentes periodos de tiempo y que gracias ellos podemos deducir el flujo de la evolucin de los organismos ms primitivos tan complicados como el homo sapiens. Uno de los primeros en dar este salto fue Leonardo da Vinci y posteriormente Nicolaus Steno. l compa- r, en el siglo XX, los dientes de los tiburones de la actualidad con los conocidos como dientes linguales de Malta en el Mediterrneo; concluy entonces que ambos provenan del mismo tipo de tiburn. Mu- chos objetaron la conclusin de Steno; pero las similitudes entre las formas de los animales modernos y estos fsiles, especialmente sus partes duras como dientes, huesos y conchas, se suman a un gran nmero de evidencias que pueden ayudar a determinar los orgenes de la Tierra.

lPero, cmo influye todo esto para determinar una escala de tiempo? La principal evidencia se puede

encontrar en las rocas del Gran Can en donde existe una gran variedad de fsiles en las rocas expuestas, particularmente en las calizas. Cada capa de calizas encierra una importante cantidad de fsiles de distintas especies, diferentes de una capa a otra. Este arreglo vertical de diversos fsiles se conoce como sucesin de fauna. En esta forma de vida en secuencia, los fsiles representan a las capas de rocas sedimentarias de los f- siles, la secuencia estratigrfica, la fauna y las series estratigrficas que tienen el mismo orden. Por conveniencia, para representar en un mapa las calizas y otras rocas, se deben agrupar en funcin de las capas de la misma edad estratigrfica y de los materiales con las mismas propiedades y apariencia fsica. Esta combinacin de propiedades y apariencia se conoce como litologa. Cada formacin representa un conjunto de capas de rocas distintivas que pueden ser reconocidas f- cilmente como una unidad.

Una vez que las formaciones y las secuencias estratigrficas hayan sido dibujadas en papel a travs de los aos, y en todo del mundo se lleguen a formar todas las sucesiones de fauna, se po- drn comparar con las secuencias. Esta es la regla en las formaciones fosilferas de todas las edades desde el inicio del Periodo Cmbrico, cuando los animales con conchas evolucionaron.

Estos ensambles fsiles pueden ser utilizados como "huellas" de formaciones; cada ensamble tiene una caracterstica distintiva, aun cuando algunas especies particulares pueden presentarse en diversas formaciones.

Esta caracterstica de los fsiles en los sedimentos fue observada por William Smith en los conjuntos de fsiles que encontr en Inglaterra en 1793. Smith, ingeniero e inspector, trabaj en las minas de carbn y elabor mapas topogrficos de tneles. No tena idea de la evolucin orgnica que Darwin enunci aos ms tarde, sin embargo, hizo hincapi en las formaciones que conte- nan fsiles distintos pero con similitudes tiles para distinguir una formacin de otra. Como para el siglo XIX ya se conocan los elementos necesa- rios para dibujar una sucesin estratigrfica de rocas en diferentes lugares y niveles, los planos de Smith contaron con esos adelantos.

lnterpretacin de la secuencia del Gran Can

En el Gran Can, las rocas expuestas en la parte de abajo son oscuras y forman capas o cuerpos inserta- dos en un corte transversal de estructuras. Algunas de ellas estn formadas por cristales de cuarzo y otras por partculas tan pequeas que son imperceptibles a simple vista. Estas caractersticas son interpretadas por los gelogos como evidencias de origen gneo; esto quiere decir que estas rocas fueron formadas por el enfriamiento y solidificacin de material caliente fun- dido o magma. Se infiere que los cuarzos cristalinos se formaron en las rocas mientras estuvieron sepultadas en la profundidad de la tierra; estas intrusivas se originaron como magma caliente que migr hacia las fracturas y otras fisuras que rodean las rocas. Los cristales grandes son caractersticos de las intrusivas y el resultado de un enfriamiento lento del magma que tiene lugar debajo de la superficie. Las rocas de grano fino, extrusivas, fueron formadas como flujos de lava y depsitos de ceniza de erupciones volcnicas. Sus caractersticas de textura fina indican el rpido enfriamiento en la superficie.

Otro grupo de rocas expuestas en este ro son las de textura laminar o de hojas, conocidas como foliadas, formadas por la alineacin de minerales a lo largo o en planos ondulados. La foliacin puede confundirse con las capas. Estas rocas metamrficas fueron sedimentarias e gneas, pero han sido alteradas por la accin del calor y la presin que ejerce la profundidad que las sepulta.

Las rocas ms bajas del ro, de la formacin Vishnu, son una mezcla compleja de rocas gneas y metamrficas. No tienen fsiles y no hay forma de conocer su edad observando sus minerales y su textura. No obstante, se sabe que la formacin Vishnu es la roca ms antigua del Gran Can. Debido a su posicin, proporciona la primera vista de su historia. Las rocas del Vishnu, originalmente formadas por flujos de lava, depsitos de ceniza y sedimentos, fueron sepultadas profundamente por rocas que actualmente las cubren; su metamorfosis se debi al calor y a la presin, y posteriormente fueron in- vadidas por el magma. Siguiendo a la Vishnu, se observa una capa en lnea discontinua; es decir una disconformidad angular con una superficie de erosin que separa dos conjuntos de rocas depositadas en forma no paralela. Esto significa que origi-

nalmente las capas horizontales de abajo fueron deformadas y se erosionaron, aunque la capa infe- rior se deposit horizontalmente. Las rocas mues- tran en muchas partes la evidencia de tales deformaciones fsicas. Las capas sedimentarias, una vez que se encuentran horizontales, estn en lugares foliados (inclinados en una estructura ondulada} y fallados (quebrados y desplazados a lo largo de fracturas}. Las mismas caractersticas estructurales, algunas veces ms difcilmente reconocidas, se encuentran en rocas gneas y metamrficas. Sin embargo, se puede aadir un episodio de deformacin y levantamiento a la historia de sedimentacin, sepultamiento y metamorfosis.

Las rocas que se encuentran en el Vishnu son calizas, pizarras y areniscas. En las series del Gran Ca- n, estas rocas no contienen fsiles de organismos con conchas como las del Cmbrico, ni rocas de eras ms jvenes, as es que no pueden ser ata- das a una sucesin de fauna estndar. Las conclusiones de la inspeccin de estas series, es que son ms jvenes que la Vishnu, pero ms antiguas que las rocas subsecuentes, y su inclinacin es posterior a su posicin horizontal original. Las rocas sedimentarias como stas son perfectamente ordina- rias en todos los aspectos, excepto por dos caractersticas: contienen fsiles sin conchas aunque pudie- ran contener organismos como las algas, y pueden estar asociados con deformacionesy rocas metamorfizadas como las del Vishnu. En el siglo XIX, las rocas de este tipo eran parte de un conjunto de estratos fosilferos j- venes conocidos como el Precmbrico, no obstante, siempre permanecieron en un foliamiento complejo y fallado en contraste con un menor nmero de deformaciones de rocas jvenes. (figura 9}.

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

La siguiente formacin es una caliza llamada Tem- ple Butte, delgada y fcilmente imperceptible a lo

Otra disconformidad claramente observable es la que separa las series del Gran Can en los guija- rros cafs de tepetate. El tepetate no contiene fsiles pero su edad se puede determinar refirindola a otras formaciones porque se mezcla entre ellas creando una sucesin. Ms arriba de esta formacin se encuentra otra constituida bsi-

Figura 9 Afloramiento de una estructura ondulada

largo de las paredes del Can. Lo importante de stas calizas es que contienen esqueletos fsiles de organismos primitivos. Se sabe, por la sucesin general de animales f- siles que estos peces vivieron en una etapa muy posterior a la de los trilobites del Muav. Los fsiles de animales marinos que vivieron en la etapa de sedimentacin del Muav y el Temple Butte se han visto en formaciones de varias partes del mundo. Estas son evidencias de una gran brecha en los registros, de una disconformidad entre la Muav y el Temple Butte. Si algn sedimento fue depositado durante esta etapa, representada por una disconformidad, fue posteriormente erosionado sin dejar rastro. La secuencia implic una historia de sedimentacin del Muav y sepultamiento (pero sin deformacin, permanece horizontal}, antes de ser levantada, erosionada y posteriormente cubierta por los sedimentos que in- tegran ahora la formacin Temple Butte.

La disconformidad entre Temple Butte y las calizas de Redwall representan un tipo de brecha, al igual que la disconformidad entre las formaciones Redwall y la Supai. La era de Redwall es conocida por su esparci- do contenido de fsiles no marinos y de plantas como aqullos que se encuentran en las capas de carbn de Estados Unidos y Euro- pa. De igual importancia son las huellas de reptiles primitivos de la formacin Supai (figura 10}.

En las paredes del Gran Can se encuentran otras disconformidades, precisamente en la parte superior de la formacin de pizarras rojas llamada Supai. La Hermit es sucedida por las arenas de Coconino que contienen ms

SinclinalAnticlin

Falla Normal

Falla Inversa

Figura 10 Tipos de estructuras

Depositacin Horizontal

Capas Foliadas

Fallas

Plegamiento Fallado

huellas de animales vertebrados, aunque se distingue de otras capas porque no es uniforme y horizontal y est compuesta por muchos sedimentos compactados con materiales con inclinaciones de 35. Este tipo de capas se conoce como cruzadas; caracterstica de las dunas de arena sobre la tierra y de las formadas en corrientes de ros y bajo el mar. Basndose en huellas de animales vertebrados y en los tipos de dunas en capas cruzadas, muchos gelogos creen que la formacin Coconino naci por accin del viento. La siguiente formacin que se observa en esta secuencia es la Kaibab.

Si se hiciera una inspeccin detallada de las secciones del Gran Can, se observaran formaciones ms jvenes que el Kaibab. Partiendo de las sucesiones fragmentarias, se podra construir una composicin que incluira arenas rojas, cafs, grises y amarillas, con- glomerados y pizarras que contienen los famosos troncos petrificados, y en algunos lugares hasta restos de dinosaurios.

Las rocas del Gran Can contienen muchas historias sobre el avance y retroceso de los mares, de la aparicin y desaparicin de diferentes tipos de organismos

y de los de medios terrestres y marinos en los que esta remarcable variedad de sedimentos fue depositada. Pero una de las historias ms importantes es la del tiempo que est representado en las rocas del Gran Can y registrado en las disconformidades entre muchas de las formaciones. De la escala de tiempo radiactivo, basada en los elementos radiactivos de los minerales, se sabe, por ejemplo, que la formacin Vishnu tiene una edad que va de 1,400 a 1,500 millones de aos, y que la parte superior de Kaibab tiene cerca de 225 millones de aos.

Las rocas como registro de los movimientos de la Tierra

Las disconformidades no slo datan los intervalos de erosin, tambin registran los movimientos ms antiguos de la Tierra. Las capas ubicadas bajo tales disconformidades fueron foliadas, inclinadas, falladas y levantadas antes de que se produjera la erosin. Este fenmeno antecedi a los movimientos de la Tierra por la subsidencia de la corteza que pudo contabilizar no slo los cambios debidos a la erosin sino tambin a la sedimentacin.

Las disconformidades se pueden explicar como registros de periodos de la construccin de las montaas, aunque en la actualidad slo se ven sus races. Las disconformidades -brechas de tiempo entre dos unidades que han formado capas planas paralelas - son menos drsticas pero tambin implican la misma secuencia general de levantamiento, erosin y subsidencia.

Existen otras formas para describir las secuencias de tiempo. No obstante, las rocas gneas no estn estratificadas como sedimentos, tambin tienen caractersticas que las colocan en una escala de tiempo. Las intrusiones gneas inyectadas como un magma mvil pueden mostrar contactos suaves. Estos contactos cortan de manera cruzada e interrumpen las estructuras originales en las rocas. Tales cortes de intrusiones forman las discordancias. Son tipificadas por hojas delgadas denominadas diques que se pueden acoplar a cualquier ngulo. Las intrusiones pueden mostrar contactos concordantes, como los travesaos, que siguen las capas de los sedimentos dentro de los cuales son intrusionadas. Las concordancias y las discordancias relacionadas entre las rocas gneas y las sedimentarias adya- centes, metamrficas y otras rocas gneas, pueden ser utilizadas para datar estas formaciones de la

misma forma que las leyes de Steno relacionadas con la horizontalidad original y la superposicin que se puede usar para figurar las edades relativas de los sedimentos. De manera similar, los pliegues y las fallas pueden encajar en secuencias de tiempo como un pozo.

Hutton y el uniformitarismo

No obstante que se ha utilizado el razonamiento en la interpretacin de las secuencias del Gran Can y apa- rentemente sta es correcta, fue hasta el siglo XVII cuando los gelogos estuvieron listos para creer que haba habido una evolucin en la superficie de la Tie- rra. Hasta entonces se encontraron con el reto de dar una explicacin sobre la formacin de rocas bajo la perspectiva de que la Tierra fue creada por Dios con sus valles, ros y montaas tal como se ve actualmente. La manera actual de observar la Tierra reconoce adems los constantes cambios debidos a las fuerzas geolgicas que modifican la superficie y el interior de nuestro planeta.

Un caballero escocs, James Hutton, mostr el ca- mino con su libro Teora de la Tierra con pruebas e Ilustraciones, presentada por primera vez a la So- ciedad Real de Edimburgo en 1785. La gran orienta- cin de Hutton es su reconocimiento a la naturaleza cclica de los cambios geolgicos y la forma como los procesos ordinarios, operaciones por grandes intervalos de tiempo, pueden efectuar cambios importantes. l razon, partiendo de la observacin, que las rocas decaen lentamente y se desintegran bajo la accin del agua y el aire. Este proceso -descomposicin de la roca - produce ruinas de grava, arena y sedimentos, y fomenta la erosin de la Tie- rra. El agua y el aire tambin actan como medios de transporte de las partculas, muchas de las cuales terminan muy arriba o abajo del nivel del mar. Los depsitos son compactados, cementados hasta que finalmente se vuelven rocas sedimentarias, en un tiempo posterior segn Hutton, el calor sub- terrneo y la expansin trmica pueden producir una intrusin de rocas gneas. El episodio plutnico podra estar acompaado por un levantamiento de sedimentos y deformacin interna de pliegues y fallas y por la construccin de montaas u orogenia. Los sedimentos marinos emergen en forma de tierra lle- vando los depsitos a las partes altas en donde son erosionados en la tierra que nuevamente emerge y as vuelve a iniciarse el ciclo.

Hutton observ y estudi cada etapa del ciclo: en el caso de las montaas erosionadas, los ros trans- portan las partculas de roca al mar, las olas del mar golpean las rocas, las arenas y los lodos caen al fondo y posteriormente son sepultados en el fondo del mar. Debido a las leyes qumicas y fsicas, el comportamiento geolgico no cambia y entonces con el tiempo se puede inferir, mediante el estudio de los procesos en el presente, su comportamiento en el pasado. Hutton, seguido por Charles Lyell (Principios de Geologa, 1830}, utiliz y public este principio de uniformitarismo. Este uniformitarismo, como se conoce actualmente, no apoya el precepto de que la velocidad de los cambios geolgicos o su naturaleza precisa tengan que ser los mismos. El vulcanismo pudo ser ms frecuente en el pasado que ahora. No obstante, los volcanes de la antigedad seguramente libe- raron gases y depositaron capas de ceniza y flujo de lava, tal como los modernos cuando hacen erupcin. Uno de los razonamientos de los gelogos sobre el estudio de la erupcin del vol- cn Santa Helena, fue aprender cmo interpretar los depsitos de los volcanes antiguos.

Muchos de los conceptos utilizados en el campo moderno de la interpretacin se basan en los descubrimientos hechos por los gelogos a fines de los siglos XVIII y XIX, pero fue Hutton el primero en reconocer que los cuerpos gneos deben ser ms jvenes que las rocas que intrusionan. Hutton tambin observ que los fragmentos de rocas en formaciones sedimentarias o gneas deben per- tenecer a rocas ms antiguas de las que forman parte, y fue la primera persona que tuvo la idea de que un ciclo de levantamiento, erosin, subsidencia y sedimentacin, podra mostrarse como una disconformidad en los registros estratigrficos.

Con estos principios, los gelogos del siglo XIX abrieron una nueva era. La historia contenida en formaciones de rocas pudo finalmente ser des- crita, y quienes escribieron lograron viajar tiempo atrs para ver las capas antiguas. Esto hizo posible reconstruir las interrelaciones entre montaas, ocanos, climas, animales y plantas desde hace mucho tiempo. Ahora, la geografa y la geologa tienen una contraparte histrica: la paleogeografa y la paleologa.

Evolucin y escala de tiempo

El concepto de la evolucin tuvo gran impacto debido a que su estructura terica apoy el concepto de que el tiempo relativo cambi en las especies fsiles y que podran utilizarse para elaborar una escala estratigrfica de tiempo. Los nombres de los periodos de tiempo fueron tomados con base en tres preceptos: la localidad geogrfica en donde las formaciones se presentaron mejor; el lugar en donde fueron primeramente estudiadas; o bien, por algunas caractersticas particulares de su propia formacin. Por ejemplo, el Jursico se denomin as por las montaas Jura de Francia y Suiza, as como el Carbonfero fue denominado, a su vez, por las rocas sedimentarias con carbn de Europa y Norteamrica.

Cada periodo de la escala de tiempo estratigrfico es representado por un sistema apropiado de rocas, y diferenciado por periodos de tiempo y sistemas. Cada una de estas unidades es representada por pocas y los sistemas por series. Las pocas y las series tienen nombres geogrficos, a excepcin de los nombres antiguos de muchas de las pocas que son llamadas simplemente Superiores, Medias e Inferiores.

El tiempo absoluto y la escala de tiempo geolgico

La pregunta sobre cuntos aos estn exactamente representados en una roca en la escala de tiempo estratigrfico ha sido debatida durante los ltimos 2,500 aos. Se sabe que Xenophanes (570 - 470 aos AC} fue el primero en reconocer a los fsiles como restos de formas de vida as como en relacionarlos correctamente con las rocas originadas por sedimentos en el fondo marino. Ms an concluy que tales rocas y fsiles deben tener una gran edad. Alrededor del ao 450 antes de Cristo, el gran historiador griego Herodotus naveg a lo largo de la parte baja del ro Nilo. Sus observaciones le permitieron razonar que el delta del Nilo fue formado por una serie de inundacio- nes; despus dedujo que si una simple inundacin form una delgada capa de sedimentos, debi tomar- le miles de aos crecer al delta del Nilo.

La evidencia demanda un gran periodo de tiempo para tener cualquier efecto en la transformacin de las montaas y la acumulacin de sedimentos. En la bsqueda de la escala de tiempo de procesos y utilizando la idea del uniformitarismo, los gelogos

han podido definir que las rocas son muy antiguas y an ms la Tierra.

Al mismo tiempo, los fsicos disfrutan de una nueva serie de actividades. Aplicando las ideas de Galileo y Newton, quien en 1687 estableci las bases para la teora de la gravedad, los fsicos pudieron calcular el tiempo que se requiere para la formacin y rbitas de los miembros del sistema solar. El tiempo necesario observado es mucho mayor que el registrado en la Biblia. Sin embargo, antes del siglo XIX los fsicos slo se apegaban a los preceptos religiosos ortodoxos. Isaac Newton fue un hombre devoto. A pesar de esto, a mediados del siglo XVIII el francs Comte de Bufn analiz la velocidad de disolucin y enfriamiento de unas bolas de acero. Sus conclusiones las resumi en una interrogante: en el interior de la Tierra debe haber metal para calcular cunto tiempo le tom enfriarse. Su resultado, 75,000 aos, no fueron tan satisfacto- rios: para los fundamentalistas, fue mucho tiempo y para muchos gelogos fue muy poco.

Ms tarde, Herman Ovni Helmholtz, uno de los funda- dores de la ciencia termodinmica, analiz el problema de la luminosidad del sol y posteriormente Immanuel Kant calcul que si la luminosidad del sol proviene de una combustin ordinaria solamente podra permanecer ardiendo mil aos. Despus determin que provena de un calor que requera una con- traccin gravitacional de la gran masa del sol y partiendo de este estudio, determin que la edad de la Tierra era de 20 a 40 millones de aos.

El descubrimiento de mayor importancia para el mundo lleg en 1895 cuando, un fsico francs, Henri Becquerel descubri la radiactividad en sales de uranio casi al mismo tiempo que el alemn Willhelm descubri los rayos X. Poco despus, Marie Curie hizo el crucial descubrimiento y aislamiento del radio, elemento radiactivo. En 1905 el fsico Ernest Rutherford complementa el estudio al descubrir que los procesos radiactivos de los minerales podan ser utilizados para fechar las rocas. l dat un mineral uranio en su laboratorio en la Universidad de McGill en Montreal, Canad. En el mismo ao, Boltwood en Yale, Estados Unidos, descubri el "ionium" que era un istopo de torio. Fue hasta 1913 cuando Soddy clarific la naturaleza de los istopos cuyos mtodos podran ser refinados y hacerlos ms aproximados.

Los relojes en las rocas

Los pioneros de la fsica nuclear descubrieron que los tomos de ciertos elementos, como los radioactivos, se desintegran espontneamente para formar tomos de diferentes elementos y liberan energa en el proceso. Lo ms importante de esta herramienta es que la velocidad promedio de desintegracin es fija y no vara con ninguna de las condiciones qumicas o fsicas tpicas que afectan a muchos de los procesos fsicos o qumicos. Esto significa que una vez que una pequea cantidad de un elemento radiactivo es creado en algn lugar del Universo, comienza a actuar firmemente como un engrane de reloj balanceado apagan- do el estallamiento de un tomo y despus otro a una velocidad definida.

Para utilizar esta herramienta es necesario tener un marco de referencia: los nmeros que se utilizan para leer el reloj radiactivo son proporcionados en forma de tomos nuevos, los hijos de los elementos que estn formados de otros que se desintegraron anteriormente, los elementos padres. Si se pueden identificar y contar los elementos hijos de los tomos y si se conoce la velocidad promedio de decaimiento, se puede determinar el tiempo en que no existan los hijos. La idea es simple, pero su aplicacin prctica requiere un mayor esfuerzo por parte de aquellos gelogos que combinan sus conocimientos de fsica nuclear con los de geologa: los expertos en geocronologa.

Qu sucede con los tomos radiactivos

Todos los tomos contienen un ncleo denso en donde prcticamente se encuentra toda la masa del tomo. Alrededor del ncleo hay una nube de electrones. El ncleo contiene dos tipos de partculas: el pro- tn con una carga elctrica positiva de +1 y el neu- trn elctricamente neutro. En un tomo completo, el nmero de protones en el ncleo est balanceado por igual nmero de electrones en el exterior de la nube; cada uno de ellos tiene una carga negativa de -1. El nmero de protones (o electrones} es nico para cada elemento y se denomina nmero atmico (generalmente simbolizado con una "Z"}. La suma de las masas de los protones y neutrones es el peso atmico del tomo. Todos los tomos del mismo elemento tienen el mismo nmero atmico; por ejemplo, el n- mero atmico del carbn es 6. Los diferentes istopos de un elemento tienen el mismo nmero de protones

pero diferente nmero de neutrones. Los istopos de carbn existen con 6, 7 y 8 neutrones, con masas at- micas de 12, 13 y 14. De estos istopos, el carbono 12 (12C} y el carbono 13 (13C} son estables; es decir, no cambian o se desintegran espontneamente. Pero el 14C decae tambin de manera espontnea al elemen- to nitrgeno. Otro elemento que experimenta el mismo fenmeno es el rubidio 87 (87Rb}, que se transforma a estroncio 87 (87St}. Una diferencia importante entre el decaimiento del 14C y el 87Rb es la velocidad a la que los tomos decaen. Esa velocidad es conocida comnmente como trmino de vida media: el tiempo requerido por la mitad del nmero original del tomo radiactivo para que decaiga. Es decir, que despus de que un elemento radiactivo es incorporado dentro de un mineral, al trmino de la primera vida media, se queda una mitad; al fin de la segunda vida media se queda un cuarto; al fin de la tercera un octavo y as sucesivamente.

Se puede comparar la velocidad de decaimiento de14C, 5,570 aos, con el del 87Rb que tiene una vida mediade 47 billones de aos. Es la vida media que dicta que14C es comnmente utilizado para cronometrar nica-mente los ltimos 30,000 aos o para la historia de la Tierra, poco ms de 5 vidas medias. En contraste, tres billones de aos, relacionadas con la edad de muchas rocas encontradas en la tierra, es solamente cerca de 1/16 de una simple vida media del 87Rb. Este factor hace del rubidio 87 una fcil eleccin para determinar la edad de las rocas.

El carbono 14 y el rubidio 87 experimentan un simple proceso de decaimiento. El primer esquema de decaimiento que ha sido utilizado para fechar es el elemento uranio, utilizado ampliamente en la actualidad. El uranio tiene dos istopos radiactivos, cada uno de ellos decae a un istopo de plomo y helio. Otro elemento, el torio, tambin puede decaer a plomo. Las vidas medias de estos decaimientos es de miles de millones de aos, lo cual los hace apropiados para datar los objetos ms antiguos de nuestro sistema solar.

Otro istopo radiactivo de gran importancia para datar la antigedad de las rocas es el potasio 40. De- cae por un esquema que tiene dos rutas. En una de ellas, el 40K decae a un istopo de calcio, 40Ca. Cerca del 89% de los tomos del 40K en cualquier grupo de tomos sigue esta ruta. El 11% restante de los tomos del 40K decaen a la forma del gas inerte argn, 40Ar. La ruta de decaimiento posterior es la

que se utiliza para fechar, debido a que la hija, 40Ar, puede ser fcilmente distinguida del argn ordinario formado de otra forma; mientras que 40Ca es calcio ordinario y los tomos de origen radiognico no pueden ser distinguidos de otros.

Una vez que se descubrieron los istopos y se inventa- ron instrumentos que permitieron realizar anlisis qumicos, comenz la tarea de identificar la edad de las rocas. El decaimiento del uranio-torio fue el primero que se estudi y es en esencia el ms utilizado. Esto se debe a su facilidad de uso, pues slo requiere un anlisis qumico ordinario para uranio y plomo. Es bastante exacto para dar una fecha aproximada en rocas que contienen minerales de uranio y en rocas que se considera contienen poco plomo. Desafortunadamente, no se puede distinguir entre el plomo que se origina de los diferentes istopos de uranio y de torio.

El siguiente desarrollo en orden de importancia se dio entre 1920 y 1930, cuando el espectrmetro de masa fue inventado. Ese instrumento fue diseado para producir un haz de tomos elctricamente cargados de la muestra que se va a estudiar. El haz pasa a travs de campos magnticos y elctricos, de tal forma que los tomos son deflectados por una cantidad que depende directamente de su masa. Estos istopos de elementos pueden ser separados. La precisin y sensibi- lidad de estos instrumentos se ha improvisado firmemente, por lo que actualmente se pueden analizar hasta cantidades por minuto de istopos individuales.

No todos los decaimientos radiactivos pueden ser ana- lizados por la espectrometra de sus masas. Muchas etapas del 14C son determinadas del carbn en una planta muerta. Durante el crecimiento, las plantas se incorporan fijamente a una pequea cantidad de 14C a lo largo de otros istopos de carbn contenidos en el dixido de carbono de la atmsfera. Cuando una planta muere se detiene la fotosntesis y no se lleva un nuevo 14C. La cantidad relativa de 14C en este punto, es aproximadamente el mismo que el radio en la atmsfera (un radio que se considera con un constante remanente para los ltimos cien mil aos}, pero de- crece firmemente con la edad como el decaimiento radiactivo del 14C. La cantidad de 14C remanente se mide indirectamente por el conteo del decaimiento de partculas emitidas por el 14C que an permanece en la muestra. El conteo, llamado 14C activo, puede ser utilizado para calcular la edad, si partimos de que el decaimiento de partculas producidas es proporcional al

nmero de tomos de 14C presentes, y ese conteo puede ser comparado con la actividad ms alta de una muestra contempornea de 14C.

Hasta hace pocos aos, era difcil extender este mtodo hacia eras mayores de 40,000 aos. Apenas hace cinco aos, los fsicos comenzaron a desarrollar m- todos que utilizan aceleradores de partculas para medir los tomos del 14C en la muestra, ms que el conteo de las partculas que decaen. Esto ha permitido datar materiales de 70,000 aos de edad, como la habilidad de fechar eventos relacionados a la reciente era gla- ciar y el crecimiento de la cultura humana ha mejora- do notablemente.

Una vez que los minerales en una roca son formados, cualquier elemento radiactivo guarda todo el tiempo transcurrido. Lo que actualmente se mide, es el tiempo transcurrido del elemento padre radiactivo que forma parte de una roca y cuyos elementos hijos no pueden escapar. Por ejemplo, cuando el uranio se in- corpora a una roca formada de minerales que se con- gelan de un estado lquido, es separado por el proceso de cristalizacin del plomo formado por el decaimiento previo. Una vez que el proceso de decaimien- to se transforma en una roca slida, los elementos hijos son atrapados y las cantidades de plomo son eventualmente producidas. Esta cantidad de parien- tes e hijos en una muestra de roca son una medida del intervalo de tiempo entre lo actual y el tiempo en que la roca se cristaliz. Estos mtodos basados en el decaimiento del uranio, rubidio y potasio proporcionan la fecha de cristalizacin de las rocas en las que se encuentran estos minerales y, por interferencia geolgica, de cualquier otra roca que tiene una edad definida en relacin con la roca analizada. As, cuando se fecha la cristalizacin de un granito, se sabe tambin que est rodeado por rocas sedimentarias, en las que el granito se intrusion cuando se cristaliz, y que puede no ser ms joven que el granito. Para determinar la edad absoluta de las rocas sedimentarias fechadas estratigrficamente es necesario saber la edad geolgica de las rocas sedimentarias as como conocer los fsiles y estratos que la cubren, siempre y cuando sean ms jvenes que otras rocas radiactivamente fechadas o contengan minerales fechables.

Muchos factores pueden originar errores en las fechas obtenidas directamente por mtodos radiactivos. Por ejemplo, si las soluciones de agua subterrnea han

disuelto parte del plomo producido por el decaimien- to del uranio, la edad puede ser subestimada. Otros eventos geolgicos como el calentamiento o la disolucin parcial de una roca en un episodio metamrfico posterior pueden poner en cero el reloj geolgico. La interpretacin de las edades de potasio-argn es complicada debido a que el elemento hijo es argn, un gas que puede difundirse fuera del mineral slido, y esto provoca una falsa edad jven de la roca. Si partimos de que la velocidad de difusin del argn depende en gran medida de la temperatura, que se fecha actualmente, y puede ser interpretada como el tiempo en que la roca se enfri, permitiendo el suficiente argn para que la roca se detuviera, ese tiempo se ha mostrado para apreciar posteriormente la formacin de la roca. Entonces una dificultad en la interpretacin de la fecha radioactiva es proporcionada como una ventaja y usada para aprender ms acerca de la historia compleja de las rocas, tales como el tiempo de enfriamiento o episodios metamrficos.

Escalas de tiempo absoluto y estratigrfico

Los gelogos que trabajan en sedimentos fsiles tienen un reloj fino para medir el tiempo. Este artefacto es suficiente para que los gelogos puedan distinguir las edades relativas de formaciones de pocos metros de espesor, pero que pueden representar periodos de tiempo superiores a un milln de aos. Se debe re- cordar, un milln de aos, que es solamente 1/5000 de la historia de la tierra. El registro de las rocas del mundo entero de sedimentos fsiles ha sido mapeada y subdividida en el esquema de eras, pocas y edades, los gelogos estudian las rocas fosilferas en el campo que necesita solamente conocimientos de paleontologa para hacer un clculo aproximado de la poca en que las rocas se estudiaron.

Utilizar la escala de tiempo estratigrfico es como leer un reloj que permite definir un tiempo de otro, pero sin dar una idea exacta de la realidad. Este descubrimiento no fue tan sorprendente como el de la edad radioactiva inmediatamente vista por algunos gelogos como un medio para hacer un reloj combinado que funcionara como un guardador de tiempo absoluto. Diez aos despus del descubrimiento de la radioactividad se fech la primera roca por el mtodo del uranio-plomo. Ocho aos ms tarde Arthur Holmes, un joven gelogo ingls, que an no reciba su grado de doctorado, public la primera edicin de lo que sera una obra clsica: La

edad de la Tierra. Holmes dijo que el fechado de la edad radioactiva era opuesto a la escala de tiempo estratigrfico que encerraban las relaciones de la edad de los sedimentos fechados por los fsiles e intrusionados por las rocas gneas, los cuales fueron fechadas por la radioactividad. La primera estimacin del comienzo del Cmbrico fue colocada cerca de 600 millones de aos antes del presente. Su ltima estimacin, publicada en 1959, poco antes de su muerte, fue la misma.

La edad Fanerozoica contiene rocas con fsiles de organismos altos que representan cerca de 600 millones de aos. Est dividida en etapas desiguales que son: la Paleozoica de 350 a 400 millones de aos, la mesozoica de 150 millones de aos; la Cenozoica de 70 millones de aos. Los estratigrficos del siglo XIX dividieron en partes la columna geolgica de acuerdo con lo que crean conveniente o apropiado en el rea que estudiaban. Si los chinos y los indios hubieran hecho el mismo trabajo estratigrfico, la columna podra tener diferencias lejanas.

Descripcin de la era Precmbrica

Debido a que no hay fsiles para relacionarla, la Precmbrica ha guardado siempre un misterio para los estratigrficos. Aunque no han estado disponibles para revelar las secuencias complicadas de rocas sedimentarias, gneas y metamrficas en pequeas reas donde fue posible correlacionar una capa a la siguiente, la conjetura completa que se requiri para correlacionar una parte de un continente con otro.

Existen dos importantes diferencias entre el fechado radiactivo del Precmbrico y el fechado estratigrfico del Fanerozoico. En primer lugar, los eventos del Precmbrico que pudieron ser datados son episodios significativos de intrusiones gneas, metamorfismo o construccin de montaas; mientras que el Fanerozoico es fechado por las edades de los sedimentos. Debido a estas diferencias, el Precmbrico proporciona un mayor registro discon- tinuo por la ocurrencia de intrusiones, metamorfismo y construccin de montaas que son irregularmente comparados a casi todos los registros continuos de sedimentacin. En segundo lugar, la resolucin o aproximacin del fechado radiactivo en el Precmbrico, aunque est firmemente improvisado, permanece ms bajo que el fechado estratigrfico en el buen conocimiento de las

partes del Fanerozoico. Como se ha notado anteriormente, los estratgrafos pueden dividir sus colum- nas en dos unidades que pueden tener menos de cien aos de edad, y pueden estimar casualmente el tiempo relativo a los diez millones de aos ms cercanos.

Con todo lo anteriormente descrito, se puede formar un reloj geolgico que describe la historia de la Tierra. El reloj mostrado en forma de espiral (figura 11} est formado de tal manera que cada revolucin representa un billn de aos cada sub- divisin; las horas, corresponden a 100 millones de aos y los minutos, representan un periodo de 10 millones de aos. A simple vista en este reloj se puede observar que la era Fanerozoica representa un periodo corto de tiempo en la historia de la Tierra y el poco tiempo en que la humanidad ha evolucionado (figura 12}.

Ejercicios

1. lQu son las escalas de tiempo y cmo puede me- dirse su duracin?

2. Elabore un dibujo que muestre: la depositacin de los sedimentos; una intrusin de rocas gneas; una capa de sedimentos deformados; erosiones; intrusiones por diques gneos y lavas extrusivas, y depositacin de sedimentos.

3. Muchas partculas finas de material se deposi- tan a una velocidad de 1 cm/1,000 aos. A esta velocidad de depositacin lcunto tiempo tarda- ra en acumularse una secuencia de un kilmetro, si la secuencia fuera interrumpida cada diez aos por una disconformidad durante la cual no hay depositacin por un milln de aos?

lll. CLASlFCAClN DE LOS YAClMlENTOS

Los yacimientos petrolferos se clasifican bsicamente por el tipo de trampa en que se forman o por la clase de fluidos que almacenan (figura 13}.

Por el tipo de trampa en que se almacenan, los yacimientos se clasifican en:

Trampas de Tipo Estructural.- Son aquellas en las que los hidrocarburos se encuentran asociados a pliegues o fallas tales como los anticlinales y los sinclinales (si- mtricos y asimtricos}.

Figura 11 Evolucin de la Tierra

EPr = Era PrecmbricaEPa = poca del PaleocenoPC= Periodo CmbricoEEo = poca del EocenoPO = Periodo OrdovcicoEOl = poca del OligocenoPS = Periodo SilricoEM = poca del MiocenoPD = Periodo DevnicoEPl = poca del PliocenoEP = Era PaleozoicaEPLs = poca del Pleistoceno o recientePM = Periodo MisispicoEH = poca del HolocenoPP = Periodo PensilvnicoECe = Era CenozoicaPPe= Periodo PrmicoPC = Periodo CuaternarioPTr = Periodo TrisicoPT = Periodo TerciarioPJu = Periodo JursicoBA= Billones de aos EMe = Era MesozoicaPCr = Periodo Cretcico MA = Millones de aos

EraMillones de aos antes del presenteTiempo Periodopoca

Eventos geolgicos y paleontolgicos mejor conocidos

RocaSistema

Series

CenozoicaCuaternario

Terciario

Reciente01Pleistoceno2Piloceno7Mioceno28Oligoceno37Eoceno53Paleoceno65

Glaciacin mundial

Orogenia del Himalaya

Orogenia alpina

Evolucin del homosapiens

Evolucin temprana del homo

Aparicin de caballos

Extincin de dinosaurios

MesozoicaCretcico Jursico TrisicoPrmico

CarbonferoPensil-

136190225280

Primera etapa demontaas rocallosas

Ocano Atlntico

Apalaches

Ensamble final de pangea

Evolucin de plantasAparicin de aves y mamferos

PaleozoicavnicoMisispico Devnico Silrico OrdivcicoCmbrico

320345395430500

Formacin extensiva de carbn

Orogenia europea

Reptiles rboles

Plantas Peces primitivos

PrecmbricaProterozoico

Arcaico

5702,3002,8004,8004,700

Evolucin de organismos multicelulares y de conchas Formacin de metalesDepsitos de oro Bacterias y algas

Figura No. 12 Eras geolgicas

SECCIONES DE TRAMPAS GEOLOGICAS

ANTICLINAL (A)COMBINACIN PLIEGUE Y FALLA (E)

INTRUSIN SALINA (F)

INTRUSIN IGNEA (G)SELLO SLIDO DE HIDROCARBUROS

LENTES DE ARENAS (I)

MONOCLINAL Y VARIA- CIN DE POROSIDAD Y PERMEABILIDAD (J2)

DISCORDANCIA (7)ZONA FRACTURADA (H)

CAMBIO DE POROSIDAD POR METASOMATISMO DOLOMTICO

ACEITE

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

COMBINACIN DE PLIEGUE, FALLA Y VARIA- CIN DE POROSIDAD (J)

Figura No. 13

Trampas estratigrficas.- Son diversas y depen- den exclusivamente del carcter sedimentolgico de las formaciones que las constituyen. Un cambio lateral de arena a lutita constituye una trampa estratigrfica

Trampas combinadas.- Se refieren a las trampas en las que se conjugan aspectos estratigrficos y tectnicos

Trampas asociadas a intrusiones gneas.- Se conocen casos en los que una intrusin gnea (sill} hace las funciones de roca sello.

Otra forma de clasificar los yacimientos es por el tipo de fluidos que almacenan, y son:

Aceite negro.- Contiene hidrocarburos lquidos vis- cosos de color caf obscuro a negro con densidades que varan de 30 a 40 API.

Aceite voltil.- Los hidrocarburos contenidos por ese tipo de yacimiento son de color caf claro con ma- tiz amarillo, rojo, o verde, y su densidad vara de 40 a 50 API.

Gas y condensado.- Estos yacimientos contienen hidrocarburos condensados, en los que predomina el gas en fase lquida. Tpicamente, su densidad se encuentra entre 50 y 70 API.

Gas hmedo.- Almacenan gas con pequeas cantidades de lquido de color claro o rosado, y sus densidades varan entre 60 y 70 API.

Gas seco.- Estos yacimientos contienen gas seco como el metano, que tiene una fraccin mol superior al 95%; bsicamente no contienen lquidos.

lV. ETAPAS DEL PROCESO EXPLORATORlO

marco estricto de seguridad industrial y protec- cin ecolgica.

Con el fin de cumplir los objetivos anteriores, la exploracin petrolera se debe realizar en las siguientes etapas: (figura 14}.

1. Estudio de cuencas.2. Sistema petrolero.3. ldentificacin, evaluacin y seleccin de plays.4. ldentificacin, evaluacin y seleccin de prospectos.5. Prueba de prospectos.6. Delimitacin y caracterizacin inicial.

1. Estudio de las cuencas

Los estudios de cuencas estn encaminados a definir la secuencia estratigrfica, espesor y tipo de roca (depositadas inicialmente en forma de sedimentos en depresiones marinas como el actual Golfo de Mxico}, as como el tiempo de su deformacin. Esto con la finalidad de estimar qu tipo de rocas pueden almacenar petrleo o gas. Para lograrlo, se requiere apoyarse en investigaciones como la interpretacin de imgenes (fotografas} de satlite, estudio de afloramientos, estudios geoqumicos, cartografiado de chapopoteras, y levantamientos geofsicos regionales. La sismologa exploratoria es la ms resolutiva: mediante la induccin por medios artificiales (vibrosismos, dinamita, tera.} de

CHAPOPOTERA

LUTITAS Y ARENISCAS

El objetivo de la exploracin en Mxi- co es evaluar el potencial petrolfero del subsuelo, patrimonio de la Na- cin, e incorporar reservas probadas de hidrocarburos dentro de normas de excelencia a nivel mundial bajo el

ROCA IGNEA

CARBONATOS

Figura 14 Etapas del proceso exploratorio

energa acstica al interior de la tierra y la deteccin de las ondas reflejadas por las diferentes capas geolgicas ayuda a predecir la estructura y proba- ble composicin de las rocas en el subsuelo. Esta hiptesis se corrobora posteriormente con la perforacin de pozos de sondeo estratigrfico.

2. Sistema petrolero

Una vez definida la potencialidad de la pila de sedimentos de una cuenca para almacenar hidrocarburos, se inician los estudios para detectar las reas de rocas que generan y concentran aceite o gas (Sistema petrolero} en algn lugar de la cuenca sedimentaria. Los mtodos ms valiosos utilizados son anlisis geoqumicos de la rocas e hidrocarburos presentes (chapopoteras e impregnaciones en las rocas} y modelado de madurez trmica.

3. ldentificacin, evaluacin y seleccin de plays

Play.- Es un grupo de prospectos o campos con similitudes geolgicas en cuanto a generacin, acumulacin, trampa, maduracin, migracin y preservacin. La organizacin de los tipos de plays para anlisis econmico es fundamental para el proceso de evaluacin.

Los trabajos de identificacin y evaluacin de los objetivos petroleros (play} permiten delimitar aquellas reas con mayor probabilidad de encontrar hidrocarburos; es decir, que las rocas generadora y almacenadora, trampa y sello asi como la sincrona y migracin estn presentes. Para ello se requieren estudios complementarios, de sismologa y anlisis de laboratorio, as como la perforacin de un pozo denominado de "evaluacin de potencial".

4. ldentificacin, evaluacin y seleccin de prospectos

Prospecto.- es una trampa mapeada no perforada sobre un play, en donde existe informacin ssmica de suficiente calidad para definir totalmente los cierres estructurales y/o estratigrficos. El prospecto deber tener el volumen suficiente de reservas y un bajo riesgo para obtener un VPN(Valor Presente Neto} y VME (Valor Monetario Esperado} positivos.

La siguiente etapa es la identificacin y seleccin de prospectos (localizaciones de pozos exploratorios} para lo cual se detallan los cuatro elementos ya cita-

dos con el fin de seleccionar el rea ms factible de perforarse y que incorpore el mayor volumen de petrleo. Para alcanzar esto, es necesario efectuar trabajos de detalle sismolgico, interpretacin geolgica y geofsica detallada y modelado geoqumico.

5. Prueba de prospectos

Localizado el mejor sitio, se realiza la prueba de prospectos de perforacin con la finalidad de confirmar los postulados objetivos petroleros. Los gelogos y paleontlogos del estudio de las muestras cortadas por el pozo y del anlisis de los registros geofsicos evalan las capas del subsuelo y seleccionan aquellas en donde es factible extraer hidrocarburos.

6. Delimitacin y caracterizacin inicial

Lead.- Es una trampa parcialmente mapeada y no perforada sobre un play, en una trampa estructural y/ o estratigrfica sin definicin suficientemente como para aprobarse su perforacin y sin un trabajo adicio- nal que reduzca su incertidumbre.

Descubierto el yacimiento, es posible entrar a la ltima fase del proceso exploratorio: la evaluacin de campos. En esta etapa se realizan los estudios nece- sarios para conocer con mayor seguridad la anato- ma interna del yacimiento, la cantidad de reservas de petrleo que contiene la estructura descubierta, as como la forma ms rentable y racional para extraer los hidrocarburos. En esta etapa, la geologa, geofsica e ingeniera de yacimientos entran en accin.

Es importante mencionar que en cada una de las etapas de este proceso exploratorio se realiza un anlisis econmico con la finalidad de determinar la rentabili- dad de las inversiones y descartar las reas de mayor riesgo.

V. UBlCAClN GEOGRFlCA DE LOS YAClMlEN- TOS EN MXlCO

Los yacimientos petrolferos ubicados en el territorio mexicano han sido agrupados en tres regiones con fines de estudio, control y desarrollo: la Regin Mari- na, la Regin Norte y la Regin Sur.

La Regin Marina, a su vez, est integrada por dos regiones: la Marina Noreste y la Marina Suroeste.

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

como para la adquisicin de informacin ssmica tra- dicional, en 1979.

Gracias a la elaboracin de secciones geolgicas estructurales y a los planos correspondientes, con el apo- yo de diferentes actividades geolgicas de evaluacin regional y de detalle, se definieron los sistemas de de-psito y su evolucin

Baja California Norte

Sonora

Chihuahua

Estados Unidos de Amrica

Coahuila

N

WE

S

Golfo de Mxico

geolgica, y adems se ob- tuvo una mejor caracterizacin de los yacimientos.

La Regin Marina Suroes- te se encuentra ubicada al sureste del pas, dentro de la plataforma continental y

Baja California Sur

Sinaloa

Durango

Zacatecas

Nuevo Len

Tamaulipas

Regin Marina

del talud continental del Golfo de Mxico. Abarca una superficie de 352,390 kilmetros cuadrados; en la

Nayarit

San Luis PotosAguascalientes

Guanajuato

Veracruz

Noreste

Yucatn

parte sur limita con los es-

Ocano Pacifico

Jalisco

QuertaroHidalgo MxicoD.F. Tlaxcala

Quintana Roo

tados de Veracruz, Tabascoy Campeche, en direccin

Colima

Michoacn

Morelos Guerrero

Puebla

Oaxaca

Tabasco

Chiapas

Campeche

Belice

este con la Regin MarinaNoreste; al norte por las l- neas limtrofes de las aguas

0 100 200 300 400 500 km

Guatemala

El Salvador

Honduras

territoriales; y al oeste con el proyecto Golfo de Mxi- co de la Regin Norte.

Con la informacin geolgica obtenida de los pozos perforados en la pennsula de Yucatn, norte de Campeche y los del rea continental de Chiapas- Tabasco, se inici la elaboracin de mapas paleogeogrficos del Jursico y Cretcico que indica- ron condiciones estructurales y sedimentolgicas similares entre la Sonda de Campeche y del rea de Chiapas-Tabasco.

En esta porcin se delinearon 30 estructuras con cie- rre estructural favorable para la acumulacin de hidrocarburos. De las estructuras i

Origen Del Petroleo e Historia

Documents

Transcript of Origen Del Petroleo e Historia