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1. INTRODUCCIÓN
1.1 Planteamiento del problema
La evaluación del potencial de generación y expulsión de las rocas madres de los
hidrocarburos es un paso importante en la definición de un sistema petrolífero. En las
principales cuencas petrolíferas colombianas se ha visto que hay mezclas de
hidrocarburos de diferentes facies sedimentarias, indicando un modelo más complejo
de rocas fuentes al que se considera actualmente (Mora et al., 2002). En Colombia,
las rocas que se tienen como posibles fuentes de petróleo no están totalmente claras
(Blandón y Giraldo, 1989; García-González et al., 1997), necesitándose otros
modelos conceptuales que expliquen la existencia de crudos en las distintas
cuencas, y brinden nuevas alternativas de exploración.
Los carbones y lutitas carbonosas son rocas fuentes de hidrocarburos gaseosos y
líquidos en varias cuencas del mundo (cuencas en China, Nueva Zelanda, Australia,
Indonesia, Mar del Norte, Estados Unidos, Canadá, Venezuela), y en Colombia este
tipo de rocas son abundantes en el Cretáceo-Terciario. Los carbones de la
Formación Cerrejón son poco conocidas como rocas fuentes de petróleo, y se
correlacionan con los carbones de la Formación Marcelina y Cuervos en la cuenca
de Maracaibo, los cuales se han sugerido como rocas fuentes de petróleo (Canónico
et al., 2004). Este trabajo estudia la generación y migración de hidrocarburos en los
carbones del Cerrejón por métodos petrográficos y geoquímicos.
1.2 Antecedentes
Desde el año 1976, se han venido adelantando en la Universidad Nacional-sede
Medellín estudios de los distintos carbones colombianos bajo el impulso del centro
del carbón. La escuela de materiales cuenta con laboratorios dotados para hacer
análisis relacionados al carbón (Laboratorio de análisis de carbones). En año 2000
se conforma un grupo de investigación dedicados a la caracterización de la materia
orgánica con miras a ver el potencial generador de hidrocarburos que tienen los
carbones y shales carbonosos en Colombia. Diferentes proyectos se han realizado
en el área de carbones y con aplicaciones en microscopia asistida por computador.
Estos son algunos trabajos del grupo de investigación relacionados al estudio de los
carbones: Blandón et al., (2002) Realizan un estudio de los macerales liptiníticos de
la Formación Amagá, utilizando herramientas de análisis de imagen. Blandón et al.,
(2003 a), correlacionan mantos de carbón a partir de técnicas de análisis de imagen.
Blandón et al., (2003 b), propone un método para la preparación de palinofacies en
los carbones. Arango et al., (2003), utiliza herramientas de microscopía asistida por
computador para la identificación de algunos componentes de la materia orgánica.
Blandón et al., (2004), realizan un estudio mediante diferentes técnicas (pirólisis,
palinofacies, petrografía maceral y geoquímica) para analizar el potencial generador
de hidrocarburos en los carbones de la Formación Amagá. Arango et al., (2004),
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analiza la intensidad de la fluorescencia utilizando análisis de imagen y la relaciona
con el potencial generador de hidrocarburos. Arango 2004, plantea y desarrolla una
metodología para evaluar el potencial generador de hidrocarburos y el ambiente de
depositación en los carbones de la Formación Amagá mediante métodos ópticos y
geoquímicos. Blandón et al., (2005 a) investiga sobre la naturaleza de los macerales
y la su correlación en luz transmitida (palinofacies) y reflejada (petrografía). Restrepo
et al., (2005 a) crea una metodología para almacenar e interpretar la información
petrografica y geoquímica de carbones y rocas carbonosas. Restrepo et al., (2005 b)
realiza un estudio de la fluorescencia de las liptinitas para la correlación de mantos
de carbón. Blandón et al., (2005 b) y Arango et al., (2005) realizan un estudio de
palinología y petrografía para evaluar el ambiente depositación de la Formación
Amagá. Blandón y Gorin, (2006) realizan una metodología para el estudio detallado
de mantos de carbón y lutitas asociadas como rocas fuentes de petróleo.
Los trabajos que se han publicado de algunos resultados e ideas de este estudio se
encuentran en el anexo 7.
1.3 Objetivo general
Evaluar el potencial generador de hidrocarburos en los carbones de la Formación
Cerrejón, mediante análisis petrográficos y geoquímicos.
1.4 Objetivos específicos
• Determinar el grado de carbonificación de los carbones y rocas carbonosas de la
Formación Cerrejón y ver su relación con la madurez para la generación de
hidrocarburos.
• Evaluar la materia orgánica presente en los carbones del Cerrejón utilizando la
petrografía, las palinofacies y la geoquímica orgánica.
• Desarrollar procedimientos de análisis microscópicos de la materia orgánica,
usando herramientas de análisis de imagen.
• Correlacionar los resultados obtenidos del estudio de la materia orgánica insoluble
(macerales y kerógeno) con los de la Materia orgánica soluble (bitumen).
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2. MARCO TEÓRICO
Los hidrocarburos que ocurren en condiciones naturales, son el producto de la
transformación biológica, física y química de la materia orgánica que se acumula y
entierra en las cuencas sedimentarias. Estas transformaciones se pueden dividir en
tres etapas que convencionalmente se han llamado etapas de formación del petróleo
(Hunt, 1996): (1) la Diagénesis, es la etapa de enterramiento inicial de la materia
orgánica (M.O), donde hay una intensa compactación acompañada de moderadas
temperaturas (hasta 70 ºC). Prevalecen los procesos de alteración y degradación
biológica y el principal hidrocarburo que se produce es metano microbial, (2) la
catagénesis, es la etapa de la ‘ventana’ de aceite que se produce por la alteración
térmica de la M.O a unas temperaturas entre 70 ºC– 200 ºC y se genera aceite y/o
gas, y (3) en la metagénesis, sigue la alteración térmica a alta temperatura (por
encima de 200ºC) y se produce metano termogénico.
Estas etapas son parte de la teoría de transformación térmica del kerógeno, la
cual fue gradualmente desarrollada por diversos autores (Louis, 1964; Vassoevich et
al., 1974; Albrecht y Ourisson, 1969; Louis y Tissot, 1969, Tissot y Welte, 1984; Hunt,
1996). Las bases conceptuales de esta teoría son: la M.O al final de la diagénesis es
principalmente kerógeno. La transformación térmica del kerógeno es responsable de
la generación de los principales hidrocarburos (Tissot y Welte, 1984).
La capacidad de generación de hidrocarburos o el “potencial” de una roca fuente,
se basa en el tipo y cantidad de M.O que contenga. Generalmente se acepta que la
M.O de origen marino y lacustre son buenos precursores para generar aceite y gas y
que la M.O derivada de plantas terrestres sólo podrían generar gas. Esto se asume
debido a la diferencia en la química inherente de los materiales marinos y terrestres.
Sin embargo esto es todavía controversial puesto que existen evidencias de campos
comerciales de gas y aceite generado a partir de materia orgánica terrestre.
2.1 Carbones como roca fuente de petróleo
Hedberg, 1968 reconoce un número importante de aceites de origen terrestre (no
marino) en varias cuencas del mundo. El artículo de Hedberg se escribió en un
tiempo donde los geólogos del petróleo reconocían que los hidrocarburos se
generaban casi exclusivamente de rocas marinas (Hunt, 1996). Aunque todavía
existe esta inclinación en la industria del petróleo, una amplia bibliografía se ha
publicado acerca de la generación de hidrocarburos líquidos y gaseosos en
carbones y rocas con M.O terrestre (Durand y Paratte, 1983; Littke et al., 1990;
Powell y Borheam, 1994; Killops et al., 1994, Hendrix et al., 1995; Petersen et al.,
1996; Newman et al., 1997; Hasiah, 1999; Petersen y Brekke 2001; Wilkins y
George, 2002; Sykes y Snowdon, 2002, Canónico et al., 2004; Poinar et al., 2004,
Linye et al., 2004; Li et al., 2006; Petersen y Nitoft, 2006, Sachsenhofer et al., 2006).
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Con el descubrimiento de campos de aceite y gas generados a partir de carbones,
se intensificó la búsqueda de los factores geológicos, petrológicos y geoquímicos que
permitan predecir el tipo de carbones que son propicios para generar gas y aceite en
condiciones naturales. Esto ha generado una extensa bibliografía tanto a favor como
en contra del comportamiento del carbón como roca fuente de hidrocarburos. A
continuación se muestran algunas evidencias y problemas que se invocan en la
literatura.
2.1.1 Evidencias de generación y expulsión de hidrocarburos en carbones
Para explicar el origen de las secuencias o estratos de carbón generadores de
aceite y gas, se recurre generalmente a las condiciones paleobotánicos,
depositacionales y diagenéticos que intervinieron durante su formación (Collinson et
al., 1994; Powell y Boreham, 1994). Diferentes estudios petrológicos y geoquímicos
han mostrado algunas consideraciones acerca del potencial generador de
hidrocarburos en carbones:
- El maceral exsudatinita en carbones muestra que sustancias líquidas semejantes al
petróleo pueden ser liberadas por fracturas y poros de inertinitas (Teichmüller y
Teichmüller, 1975; MacGregor y Mackenzie, 1987; García-Gonzáles et al., 1997).
- El maceral micrinita está relacionado a la generación de hidrocarburos de
sustancias ricas en hidrógeno en el curso de la carbonificación natural (Van Gijzel,
1982, Teichmüller, 1989; Petersen et al., 1996).
- La ocurrencia de bituminita en un porcentaje mayor del 10% es claramente un
indicativo de roca fuente de petróleo (Powell et al., 1982).
- El maceral resinita puede generar aceite y condensados a bajos niveles de
madurez térmica. Esto es visto en la cuenca Beaufort-Mackenzie en Canadá
(Snowdon y Powell, 1982, Snowdon, 1991).
- Macerales liptiníticos tales como suberinita, cutinita y esporinita también han sido
propuestos como importantes para la generación de hidrocarburos en carbones
(Khorasani, 1989, Mukhopadhyay, et al., 1991, Snowdon, 1991). En general los
contenidos de liptinita por encima del 15% son característicos de carbones con
potencial para liberar aceite y gas durante la carbonificación (Hunt, 1991).
- Las vitrinitas ‘perhidros’ en carbones son capaces de expulsar hidrocarburos
líquidos en condiciones naturales (Killops et al., 1994, 1998; Newman et al., 1997;
Sykes y Snowdon, 2002; Wilkins y Georges, 2002).
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- Carbones ricos en hidrógeno pueden expulsar gas y aceite en cantidades
comerciales (Sykes y Snowdon, 2002). Por ejemplo en la pirolisis Rock –Eval índices
de hidrógeno (IH) de IH: 200- 300 genera gas y aceite e IH> 300 indica un carbón
generador de aceite.
- La asociación de macerales detríticos tales como liptodetrinita, colodetrinita e
inertodetrinita junto con los minerales influyen en la migración de aceite dentro y
fuera del carbón (Mukhopadhyay et al., 1991; Stout, 1994).
- El microfracturamiento durante la carbonificación así como la densidad de
macrofracturas se ha sugerido como un mecanismo para la liberación de
hidrocarburos (Saxby y Shibaoka, 1986; MacGregor y Mackenzie, 1987; GarcíaGonzáles et al., 1997; Hasiah, 1999).
- Lípidos submicroscópicos provenientes de bacterias y de origen de plantas ocurren
en la vitrinita e inertinita y contribuyen significativamente al potencial de petróleo
(Powell y Boreham, 1994).
- La secuencia de maduración de materia orgánica terrestre a través de turba,
carbones bituminosos y antracita implica una pérdida significante de productos
volátiles, incluyendo hidrocarburos (Littke y Leythaeuser, 1993)
- Modelos composicionales y balances de masas de la generación y expulsión de
petróleo en secuencias sedimentarias han atribuido que carbones generan gas y
aceite en condiciones naturales (Forbes et al, 1991).
- Las correlaciones geoquímicas entre crudos y carbones evidencian la generación y
expulsión en diversas cuencas de Australia, Indonesia, Canadá, China, USA,
Noruega, Dinamarca, Rusia, Austria, Venezuela y Colombia.
2.1.2 Problemas del carbón como roca fuente de hidrocarburos.
La razón para no aceptar que los carbones son capaces de producir acumulaciones
comerciales de hidrocarburos radica en la capacidad de expulsión más que en la
capacidad de generación. Es así que las principales hipótesis en contra de carbones
generadores de hidrocarburos se basa en sus características físicas (absorción,
adsorción y microporosidad) y no en su química. Algunos datos al respecto son:
- Radke et al., 1980, con base en microscopia de fluorescencia y extracción de
hidrocarburos, concluye que los hidrocarburos generados del carbón son
nuevamente atrapados por la estructura de las vitrinitas y que permanecen ahí hasta
que con el aumento de la temperatura son craqueados a gas.
- Ritter y Grover, 2005, sugieren que la retención de petróleo en carbones se evalúa
en términos de la absorción en la matriz de vitrinita y de la adsorción en los
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nanoporos de la vitrinita. También sugiere que es por esto último que los carbones
son principalmente generadores de gas, y que sólo las vitrinitas ricas en hidrógeno
(‘perhidros’) son potenciales para generar hidrocarburos líquidos.
-La capacidad de adsorción del carbón se evidencia por la gran área interna, que es
capaz de almacenar importantes cantidades de gas. Es por esto que cuando los
carbones son pobres en hidrógeno no se alcanzan a llenar todos los espacios para
sobrepasar el umbral de saturación y se pueda dar la expulsión en condiciones
naturales (Hunt, 1996).
-Patience, 2003, explica que el gas generado de los carbones se pierde o no se
acumula en cantidades comerciales debido a la pobre expulsión y/o rutas de
migración que existe en secuencias carboníferas.
Es claro que en los carbones la expulsión es un factor crítico para tratar de
entender acumulaciones comerciales de hidrocarburos líquidos y gaseosos. Algunos
intentos por explicar la retención de hidrocarburos en el kerógeno basados sobre la
teoría de solución polimérica se han hecho por Ritter, 2003. También Ritter y Grover,
2005 explican los modelos de absorción y adsorción en vitrinitas sugiriendo una
explicación para que el carbón expulse gas en vez de aceite. Sin embargo, Weng et
al., (2003) confirma la expulsión de aceite de los carbones con base en experimentos
de migración.
Las evidencias experimentales acerca del carbón como roca fuente no han sido
totalmente convincentes para la industria y muchos de estos estudios han sugerido
ambiguas interpretaciones (Wilkins y Georges, 2002). A esto se suma que en
condiciones naturales las evidencias de hidrocarburos derivados de carbones no son
muy abundantes, pero hay que reconocer que con el pasar de los años, se muestran
más estudios de hidrocarburos producidos de carbones en diversas cuencas del
mundo.
Los carbones son una fuente de hidrocarburos capaces de producir
acumulaciones significativas de petróleo. Diversos autores con base en
observaciones y experimentaciones han dado algunas pautas empíricas para
diferenciar tipos de carbones generadores de aceite y gas. También se ha planteado
modelos conceptuales para la generación de hidrocarburos de materia orgánica
terrestre (Snowdon y Powell, 1982; Huang, 1999). Pero todavía los carbones siguen
siendo considerados una roca compleja en materia de hidrocarburos, y la industria
del petróleo duda a la hora de poner los taladros basados en un sistema petrolero en
el que la roca generadora es un carbón.
El presente estudio se realiza en los carbones del Cerrejón -cuenca de CesarRanchería, que es la principal cuenca carbonífera de Colombia debido a las grandes
reservas que posee y a la calidad de su carbón. Los estudios de rocas fuentes de
hidrocarburos se han enfocado en rocas de origen marino pertenecientes al periodo
Cretácico y muy poco con rocas de alto contenido de materia orgánica terrestre como
carbones. Los carbones y rocas carbonosas del Terciario en esta cuenca son poco
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conocidas como rocas fuentes de petróleo. Algunas evidencias isotópicas de gases
en suelos cercanos a la Falla de Oca sugieren posiblemente metano derivado de
carbón (GMT, 1999). Estos carbones son correlacionables con los de la Formación
Marcelina y Cuervos en la cuenca de Maracaibo, los cuales han producido
cantidades comerciales de gas y aceite (Tocco et al., 1995; Martínez et al., 1998;
Canónico et al., 2004).
2.2 Ubicación y marco geológico
La cuenca Cesar-Ranchería se clasifica como intramontana y se puede
considerar como la prolongación hacia el norte de la cuenca del Valle Medio del
Magdalena. Esta cuenca inicia su configuración en el Paleozoico, pero su desarrollo
estructural y geológico tal como hoy se conocen se concretó a finales del Terciario
(Ecopetrol, 1989).
Geográficamente esta cuenca limita al norte con la falla de Oca, al sur con la falla
Santa Marta-Bucaramanga, al oriente con la Serranía del Perijá y al occidente con la
Sierra Nevada de Santa Marta (Fig. 1). En ella se han depositado gran variedad de
sedimentos, con ambientes desde marino pelágicos hasta sedimentos continentales.
Aunque los ambientes en toda la cuenca fueron relativamente similares, la zona
norte y sur tienen características litológicas variables debido a influencias tectonoeustáticas, demostrándose que anterior al Eoceno la zona norte fue más profunda
que la zona sur de la cuenca (Pindell et al., 1998). Estas diferencias litológicas y
estructurales han dado lugar a que el área pueda dividirse en dos sub-cuencas bien
definidas, una en la parte sur (sub-cuenca Cesar) y otra en la parte norte (subcuenca de Ranchería).
La evolución paleogeográfica indica una fuerte conexión temporal con la prolífica
cuenca de Maracaibo (Pindell et al., 1998).
La Formación Cerrejón es una secuencia sedimentaria de cerca de 900 metros de
espesor que contiene numerosos mantos de carbón. El carbón se distribuye más o
menos regularmente a través de toda la columna estratigráfica. La Formación
Cerrejón es equivalente y puede ser correlacionada con la Formación Cuervos
(Paleoceno) del área de la Jagua en el extremo sur de la cuenca del Cesar.
Adicionalmente se puede correlacionar con la Formación Macarao (Paleoceno) de la
cuenca de la Guajira al norte de la falla de Oca. (Ramos, 1990). La edad de esta
Formación sediementaria se identifica como Paleocena con base en estudios
palinológicos (Van der Kaars, 1983, Bayona et al., 2004).
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Falla de O ca
S.N.S.M
S.P
Fig. 1. Mapa de la cuenca Cesar-Ranchería, (☼) pozos perforados. Modificado de
Ecopetrol, 1993.
Fig. 2. Mapa Geológico del área de Cerrejón. Tomado de Bayona et al., 2004
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Los carbones de la Formación Cerrejón se encuentran en la Subcuenca de
Ranchería. La Formación Cerrejón descansa conformablemente en contacto
gradacional con las capas de caliza de la Formación Manantial e infrayace en
contacto disconforme con Formación Tabaco (Ramos 1990) (Fig. 2).
La Formación Cerrejón consiste esencialmente de areniscas, arcillolitas y limolitas
gris oscura a lutitas negras. Son comunes los mantos de carbón. A grandes rasgos,
cerca del 30% de la Formación Cerrejón esta representada por areniscas y limolitas,
45% por arcillolitas y lutitas, 2% de calizas y 13% por los mantos de carbón (Ramos,
1990) (Fig. 3).
Fig. 3. Columna estratigráfica generalizada de la Formación Cerrejón. Modificada de
Bayona et al., 2004. Nota: las muestras tomadas estratigráficamente para este
estudio corresponden a los pozos WRV-04752 y WRV-04774.
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Hasta el presente en la cuenca Cesar-Ranchería no se han descubierto
acumulaciones económicas de hidrocarburos, aunque si se han reportado
importantes manifestaciones de gas y aceite. Evidencias de las ocurrencias de
hidrocarburos que se presentan en esta cuenca son: aceite de 41 °API en la
Formación Molino, gas en la Formación Aguas Blancas, corazones impregnados de
aceite en las perforaciones de carbones y abundantes rezumaderos de aceite y gas.
Los diferentes prospectos que se han perforado en esta cuenca se basaron en la
Formación La Luna como roca fuente del sistema petrolífero. El perfil estructural de
Kellogg, 1984 (Fig. 4) muestra que tanto la Formación La Luna como las secuencias
Terciarias que contienen los carbones se encuentran suficientemente enterradas con
posibilidad de haber generado hidrocarburos por debajo del thrust del Perijá.
Fig. 4. Sección estructural balanceada en la cuenca Cesar-Ranchería. Modificada de
Kellogg, 1984.
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3. MÉTODOS Y PRINCIPIOS
Varias herramientas se usaron en este trabajo para realizar una mejor evaluación
de la materia orgánica (MO) del carbón (Fig.5). Los análisis geoquímicos se hicieron
sobre todo el espectro de componentes orgánicos, mientras que en los análisis
ópticos (petrografía y palinofacies) se discriminaron partículas individuales de MO. El
análisis de litotipos ayudó a correlacionar los rasgos sedimentológicos
(macroscópicos) con los contenidos de material orgánico. Además se hizo una
aplicación de microscopía de fluorescencia con análisis de imagen asistida por
computador y se integraron todos los resultados con el propósito de conocer la
capacidad de generación y expulsión de hidrocarburos de los carbones del Cerrejón.
Carbón
Origen
Qué?
Composición química
kerogeno
Bitumen
Fases orgánicas
presentes, madurez y
preservación
Carbón
Carbón
Cómo?
Microscopía
Geoquímica orgánica
-Palinofacies
-Extractos
-Análisis de
imagen
(fluorescencia)
-Biomarcadores
(extractos de
rocas)
-Análisis próximos
completos
-Pirolisis RockEval.
Microscopía
-Análisis maceral
-Reflectancia de la
vitrinita
-SEM
(microestructura)
Para qué?
Potencial generador
de HC en los
carbones del
Cerrejón
Fig. 5. Esquema general de los métodos usados para evaluar el potencial generador
de hidrocarburos en los carbones.
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3.1 Origen de la materia orgánica del carbón
El carbón es una mezcla de componentes heterogéneos que varían en
composición física y química, los cuales en parte provienen de la preservación del
material fuente original y en otra parte adquiridos durante la diagénesis (Bustin et al.,
1996). El conocimiento de la composición maceral y la manera como éstos se
presentan son esenciales para entender el carbón como roca fuente de
hidrocarburos (Stout, 1994; Wilkins y Georges, 2002).
Con los recientes avances en la biogeoquímica de la materia orgánica se
vislumbran puntos claves en el entendimiento de los procesos envueltos en la
formación del carbón y sus productos asociados como gas y aceite. Aquí se muestra
un especial interés en los procesos de preservación y degradación de los
componentes lípidos de la materia orgánica durante la etapa de acumulación y
diagénesis.
En la etapa de formación de la turba, el material vegetal es atacado por diferentes
tipos de microorganismos y aquí se asume que el grado de ataque microbial cambia
en mayor o menor parte la composición original de las plantas y por consiguiente la
composición química y maceral del carbón. Existen dos procesos significantes en la
formación del carbón durante la etapa diagénetica: ‘humificación’ y ‘gelificación’
(Taylor et al., 1998, p. 191). La humificación es el proceso por el cual se generan las
sustancias húmicas que son el producto de la degradación parcial de los polímeros
de plantas (Baldock et al., 1992; Wershaw, 2004). Diferentes estudios sugieren que
las sustancias húmicas consisten de agregados moleculares sostenidos por enlaces
no-covalentes (Wershaw, 2004) y que las moléculas alifáticas son preservadas y
acumuladas cuando procede la descomposición (Nierop, 1998). Las tres principales
fuentes de componentes alifáticos derivados de plantas son: (1) lípidos extractables
(2) biopoliesteres tales como cutin y suberin y (3) biopolímeros no-hidrolizables tales
como cutan y suberan (Tegelaar et al., 1989). Comúnmente se sugiere que los
biopolímeros cutan y suberan son los responsables de los principales hidrocarburos
alifáticos en el carbón ya que tanto los lípidos y biopoliesteres cutin y suberin exhiben
baja resistencia contra la degradación bioquímica y consecuentemente un bajo
potencial de preservación durante el proceso de sedimentación y diagénesis
(Tegelaar et al., 1994). Sin embargo recientes estudios muestran que tanto los
lípidos y los biopoliesteres cutin y suberin se preservan y son importantes fuentes en
la formación de los componentes alifáticos en suelos, turbas y sedimentos (Nierop,
1998; Lehtonen et al., 2001; Mfilinge et al., 2003; Guignard et al., 2005; Otto y
Simpson, 2006). Esto es coherente con estudios tempranos de Sassen, 1977 y
Benner et al., 1990; donde se evidencia una preferencial preservación e incremento
relativo de parafinas durante la diagénesis temprana de hojas de manglar. El
incremento de parafinas y lípidos durante la descomposición de las plantas se debe a
la dinámica microbial, que es una de las principales causas que controlan la
composición y concentración de ácidos grasos y lípidos durante la diagénesis
temprana de las plantas (Nguyen Tu et al., 2000; Mfilinge et al., 2003).
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Después del proceso de humificación y transformación bioquímica del material
vegetal, sigue el proceso de ‘gelificación geoquímica’. En este proceso cesan las
transformaciones bioquímicas y empiezan a dominar las reacciones fisicoquímicas
de la materia orgánica (Taylor, et al., 1998, p. 192). Esto ocurre durante el
enterramiento del material orgánico dando lugar a complejas reacciones que
formaran los diferentes macerales del carbón.
Cohen y Spackman, (1980) estudian el material vegetal de turbas y lo relacionan
con los macerales del carbón. Ellos sugieren que los tejidos claros, amarillos y
naranjas en las turbas pueden ser convertidos a vitrinitas y que los materiales
fuertemente degradados de color oscuro y/o pardo estarían más ligados a convertirse
en inertinitas (macrinitas y micrinitas) con el aumento del rango. El material amorfo
(colodetrinita) se genera en condiciones disóxicas o de relativamente poco oxígeno
en la interfase agua-material orgánico (Tyson, 1995) y los tejidos telovitriniticos bien
preservados se pueden generar en condiciones óxicas (Esterle, 1989) y también en
condiciones subacuaticas (reductoras) durante la depositación de la turba (Dehmer,
1995). Las dos condiciones ambientales (oxidantes y reductoras) en las que se
podrían generar los tejidos telovitriniticos tienen en común la poca o nula actividad
microbial.
3.2 Muestreo y análisis de litotipos.
Se colectaron muestras de Carbón de dos pozos de perforación (WRV-04752 y
WRV-04774, corazones de 6 cm de diámetro) en la mina Cerrejón (facilitado por el
Instituto Colombiano del Petróleo). Se tomaron cuatro mantos de carbón para hacer
la descripción y el muestreo de los litotipos. Los litotipos menores a 3cm de espesor
y/o discontinuos en cortas distancias fueron incluidos dentro de litotipos adjuntos,
conformando generalmente una asociación de litotipos. La descripción de los litotipos
se hizo de acuerdo con la clasificación de Hower et al., 1990; la cual se basa en la
proporción de bandas opacas y brillantes, la textura, el lustre y el contenido de
materia mineral (tabla 1). El muestreo de los corazones se hizo tomando cantidades
similares a lo largo del manto de carbón semejante a un muestreo de canal en
afloramiento. Los mantos (45, 75, 110 y 155 Sensu Cerrejón) se escogieron con base
en el espesor y ubicación estratigráfica dentro de la Formación Cerrejón (Fig. 6). Un
total de 28 muestras de asociaciones de litotipos resultaron de la descripción de los
cuatro mantos (Fig. 6)
Los litotipos son bandas de materia orgánica que se reconocen
macroscópicamente en el carbón y son generalmente relacionadas al contenido
maceral, tipo de vegetación y condiciones ambientales durante la depositación de la
turba (Moore y Ferm, 1992; Esterle y Ferm, 1994). El origen de los litotipos brillantes
y opacos ha sido discutido ampliamente en la literatura (Esterle y Ferm, 1986, 1994;
Moore y Ferm, 1992; Crosdale, 1995, Wüst y Bustin, 2001; Wüst et al., 2001). Estos
estudios han llevado a sugerir dos factores importantes en la formación de estos
litotipos: (1) el tipo de vegetación y (2) el cambio del nivel freático en la turba. Aunque
estos factores pueden estar relacionados, estudios recientes en diferentes tipos de
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turbas sugieren que el cambio de la tabla de agua es un importante factor que
controla la degradación de la materia orgánica (Moore y Shearer, 2003) y por ende
también responsable de la formación de los diferentes litotipos en el carbón. El origen
de los litotipos esta ligado al origen de los macerales del carbón, puesto que estos
reflejan parte de los componentes microscópicos de la materia organica. En la
actualidad, existe una considerable controversia sobre el origen de los componentes
inertiniticos en el carbón (Scott, 2002), los cuales representan una importante
fracción en los litotipos opacos. Previos estudios sugieren principalmente dos
interpretaciones para la mayoría de las inertinitas: (1) productos de incendios
forestales en la turba (Scott, 1989; Jones et al., 1993); y (2) generadas in-situ por
microbial degradación (oxidación) y subsecuente diagénesis del material orgánico
(Cohen y Spackman, 1980; Moore et al., 1996; Arango y Blandón, 2006).
Tabla 1. Clasificación de litotipos del carbón (modificada de Hower et al., 1990).
Litotipo
Vitreno
Descripción
< 10% de bandas opacas (<5mm), brillo vítreo a
subvítreo, fractura uniforme a concoidea, frágil
Clareno brillante
10-40% de bandas opacas menores de 5mm
Clareno
40-60% de bandas brillantes (vitreno) menores de
5mm
Clareno opaco
Principalmente opaco con 10-35% de bandas de
vitreno menores de 5mm de espesor
Dureno
Fuseno
< 10% de bandas brillantes, fractura irregular
Opaco, friable, untuoso, puede contener hasta 10%
de otros litotipos
Lutitas carbonosas
10-50% materia carbonosa
Lutitas
< 10% materia carbonosa
En este estudio, la asociación de litotipos (play) se denomina con el litotipo
predominante. De esta manera los play ricos en vitreno se denominan como litotipo
vitreno y los play ricos en clareno opaco como litotipo clareno opaco.
Todas las muestras adquiridas fueron secadas al aire durante 24 horas, trituradas
y cuarteadas para realizar los diferentes procedimientos analíticos (Fig. 7).
15
Fig. 6. Distribución de litotipos en los mantos de carbón (M45, M75, M110 y M155) de
la Formación Cerrejón. Nota: Las tonalidades oscuras corresponden a litotipos más
opacos y las tonalidades claras a litotipos brillantes.
16
MUESTRA
SECADO
FRAGMENTACIÓN
CUARTEO
PETROGRAFÍA
ANÁLISIS DE
PALINOFACIES
ANÁLISIS DE
PIRÓLISIS
ANÁLISIS
PRÓXIMOS
BIOMARCADO
RES
Fig. 7. Pretratamiento para todas las muestras analizadas.
3.3 Análisis ópticos de la materia orgánica
La petrografía y las palinofacies son herramientas complementarias para
visualizar los componentes orgánicos en microscopia óptica de reflexión y
transmisión respectivamente, y que dan información del tipo y cantidad maceral,
grado de carbonificación, grado de preservación/degradación del material original, y
ayudan en la identificación de los precursores paleobotánicos del carbón. Cada
muestra asociación de litotipos de los cuatro mantos de carbón se analizó bajo
petrografía y palinofacies.
3.3.1 Petrografía -Análisis maceral
El término maceral se refiere a componentes de materia orgánica que se
reconocen microscópicamente (especialmente luz reflejada) bajo las propiedades de
reflectancia, color, forma y dureza (Taylor et al., 1998). Los macerales del carbón se
asocian en tres grupos principales: liptinitas, vitrinitas e inertinitas. Comúnmente
distinguidos con mayor potencial generador de hidrocarburos del primero (liptinitas)
al último (inertinitas) respectivamente. Los contenidos y tipos de liptinitas son claves
indicadores de rocas fuentes (Hunt, 1991). Las vitrinitas como detrovitrinitas y
vitrinitas ‘perhidros’ son reconocidas por diferentes autores como pruebas orgánicas
del potencial generador de petróleo en carbones (Killops et al., 1994; Petersen et al.,
1998; Wilkins y Georges, 2002). Las inertinitas son reconocidas por la mayoría de los
autores como material estéril para generar hidrocarburos. Recientemente se ha dado
una considerable controversia sobre el origen de las inertinitas (Teichmüller, 1989;
ICCP, 2001; Scott, 2002). El principal modo de explicación sobre el origen de los
macerales inertinicos es que son el resultado de incendios forestales (Guo y Bustin,
17
1998). Otra explicación es que son productos de la oxidación de material húmico y
material orgánico degradado y/o retrabajado. Sin embargo también hay estudios que
sugieren que algunas inertinitas tales como ‘fusinite rank’ son el producto de la
generación de hidrocarburos (Taichmüller, 1989). Esta última causa de formación de
inertinitas, aunque aparentemente de gran interés para la exploración de aceite y gas
ha sido casi ‘olvidada’ en la literatura debido a la falta de un mecanismo para explicar
las altas reflectividades de este maceral a unas paleotemperaturas (rangos)
relativamente bajas. También se suma que estos componentes inertiniticos están en
estrecha relación con macerales del grupo de la vitrinita y liptinita, y se encuentra
difícil explicar como un mismo proceso de enterramiento afecta de manera diferente
a componentes que supuestamente fueron similares. Estas evidencias de
observación junto con experimentos en el laboratorio han hecho pensar que las
diferentes formas de inertinitas podrían ser generadas a altas temperaturas
(generalmente por encima de 400°C) y que los incendios del material orgánico sería
la principal causa de formación (Scott, 2002). Sin embargo, estudios de los
macerales inertiniticos en carbones del Cerrejón (Arango y Blandón, 2006) muestran
evidencias que sugieren que algunas formas de inertinitas son generadas por la
degradación microbial y subsecuente enterramiento (carbonificación) mientras se da
la liberación de fluidos gaseosos.
3.3.1.1 Preparación y análisis de muestras para petrografía
Cada muestra fue llevada a un tamaño menor de 1 mm para realizar el montaje
de granos de carbón. Después la muestra es embebida en resina epoxica con
endurecedor y se deja solidificar. El pulido se hace con diferentes abrasivos según
los procedimientos establecidos en (Taylor et al., 1998).
Se contaron 500 puntos en cada pulido de carbón, utilizando la clasificación de la
International Committee For Coal and Organic Petrology (ICCP, 1963, 1998, 2001).
Esto con el fin de evaluar los tipos de componentes orgánicos del carbón.
Para estos análisis se utilizó un microscopio Laborlux 11 Pol -Leitz equipados con
fuentes de luz blanca y luz UV. Los objetivos utilizados fueron de 32x y 50x de
inmersión en aceite en luz blanca. Para microscopía de fluorescencia se utilizaron
objetivos de 20x y 50x fluotar (seco), con una lámpara de alta presión de mercurio
(HBO 100 W Hg) y filtro azul (420-490nm). Todas las muestras fueron observadas en
fluorescencia. El análisis de fluorescencia ayuda a visualizar mejor los componentes
orgánicos que tienen potencial para generar hidrocarburos tanto en pulidos como en
palinofacies.
- Microscopia electrónica de barrido (SEM): Unas pocas muestras fueron observadas
con SEM para refinar la morfología de algunos macerales en pulidos. Los pulidos de
carbón se recubrieron con oro y se analizaron en un microscopio Jeol.
18
3.3.1.2 Reflectancia de la vitrinita (RV)
La reflectancia de la vitrinita se considera generalmente el principal parámetro
para evaluar el rango del carbón (Wilkins et al., 2002). Sin embargo, se conoce bien
que algunos valores de RV pueden ser anómalos debidos en parte a la variación en
la composición química de la vitrinitas a rangos equivalentes (Teichmüller y
Teichmüller, 1975; Price y Barker, 1985; Newman et al., 1997; Diessel y Gammidge,
1998). Esta variación composicional resulta en un aumento o supresión del valor
‘verdadero’ de RV que se mide en una vitrinita normal. Por ejemplo si se mide en
pseudovitrinitas resulta en una medida aumentada, y si se mide en vitrinitas
perhidros ocurre una supresión del valor de RV. Estos dos casos tienen
implicaciones en la evaluación de madurez de rocas fuentes de petróleo.
Se utilizó un microscopio Laborlux 11 Pol -Leitz acoplado con un fotómetrofotomultiplicador para medir la RV en aceite (Ro). Estándares de vidrio (%Ro: 0.517,
1.2363) se usaron para calibrar el sistema fotómetro-fotomultiplicador. En los
carbones del Cerrejón, se midió la RV para los cuatro mantos de carbón en
diferentes litotipos. En cada muestra se hicieron 100 medidas aleatorias sobre
colotelinitas de acuerdo a las normas estandarizadas por la (ISO 7404-5, 1994).
3.3.2 Materia orgánica sedimentaria
El kerógeno se define como la materia orgánica sedimentaria insoluble capaz de
generar petróleo (Vandenbroucke, 2003). Tempranas definiciones de kerógeno se
restringe sólo al material que es insoluble en usuales solventes orgánicos (Forsman y
Hunt, 1958). Sin embargo, el conjunto de procedimientos físicos y químicos para
aislar el kerógeno involucran ácidos y bases acuosas no contempladas en la
definición original de kerógeno. Durand (1980) extiende la definición de kerógeno a
todos los materiales orgánicos insolubles incluyendo no sólo materia orgánica
dispersa en rocas sino también depósitos de carbón húmico y sapropélicos, como
también el material orgánico insoluble de sedimentos recientes después de remover
la fracción húmica que es soluble en soluciones básicas acuosas. El análisis racional
es que todas estas sustancias representan diversos tipos de componentes orgánicos
y/o diferentes etapas del proceso de tranformación después del enterramiento
(Vandenbroucke, 2003).
La asociación de diferentes tipos de kerógeno en una roca, también se conoce
con el nombre de palinofacies, ya que estos componentes no sólo representan
características del potencial generador de hidrocarburos sino también el conjunto de
condiciones ambientales bajo el cual se formaron (Tyson, 1995). El término
palinofacies fue definido por Combaz, 1964 como el conjunto de componentes
orgánicos de un sedimento o roca sedimentaria que son resistentes a los ácidos
(generalmente HCl y HF) bajo unas condiciones estándar de preparación para ser
vistas bajo un microscopio. Esto involucra la identificación de palinomorfos,
fragmentos de plantas y material amorfo, así como la abundancia relativa, espectro
19
de tamaño y estado de preservación de los componentes palinológicos (Combaz.
1964, 1980).
3.3.2.1 Preparación de las palinofacies
El estudio de las palinofacies se ha usado ampliamente en rocas clásticas y
calcáreas (Tyson, 1995). En contraste, pocos estudios de palinofacies se han hecho
en mantos de carbón (Arango y Blandón, 2006).
Un problema esencial en el estudio de las palinofacies del carbón es la
preparación palinológica de las muestras. Las preparaciones convencionales de
palinofacies para rocas clasticas (basadas en HCl y HF) no muestran buenos
resultados cuando se aplican a carbones húmicos (Blandón et al., 2003; Arango,
2004). Esto se debe a que el tratamiento con HCl y HF está pensado para atacar y
remover la fracción inorgánica en rocas, y cuando este método se aplica a carbones,
no se alcanza a remover la fracción húmica quedando la gran mayoría de las
partículas de un color oscuro y opaco. Como el propósito de estudiar las palinofacies
en carbones es observar todo el espectro de componentes (fracción estructurada y
no estructurada) se hace necesario utilizar métodos que sean eficaces de solubilizar
la fracción húmica.
Para la preparación de las placas de materia orgánica, en este estudio se utilizó
un método modificado de Shulze (Fig. 8) según los procedimientos descritos en
(Blandón et al., 2003). La muestra es pulverizada a un tamaño de aproximadamente
~ 0.25 mm. Luego se oxida hasta que se produzca un ablandamiento del material.
Todo el material oxidado se remueve y se lava con álcalis hasta que salga el material
soluble. El residuo insoluble se filtra a 10 µm y se seca con xileno. Por último se hace
el montaje de las placas con una resina llamada Eukit.
3.3.2.2 Clasificación de componentes en palinofacies
Diversas clasificaciones de componentes orgánicos en palinofacies se han
publicado en la literatura y se basan en los aspectos morfológicos (estructurados y
no estructurados) y origen de los constituyentes (Combaz, 1964; Staplin, 1969;
Baten, 1983; Whitaker, 1984; Steffen y Gorin, 1993; Ercegovac y Kostic, 2006).
Aunque se tienen algunos consensos sobre la terminología de la materia orgánica
sedimentaria, no existe hasta el momento una estandarización de la nomenclatura.
Algunos problemas también resultan de la falta de uniformidad entre la clasificación
de la MO vista en luz transmitida (palinofacies) y vista en luz reflejada (petrografía)
(Teerman, et al., 1995; Ercegovac y Kostic, 2006).
La clasificación de palinofacies utilizada en
nomenclaturas previas según (Batten, 1983; Steffen
2005; Ercegovac y Kostic, 2006). En carbones
estandarizadas del ICCP (en luz reflejada), y aquí
este estudio se basó en
y Gorin, 1993; Blandón et al.,
se usan las clasificaciones
se intenta seguir este mismo
20
modelo de clasificación para la nomenclatura de palinofacies del carbón en luz
transmitida (Tabla. 2).
Los componentes estructurados corresponden a fitoclastos y palinomorfos. El
grupo de los fitoclastos corresponde a diferentes clases de tejidos de tallos, raíces,
corteza y hojas. Este grupo se subdivide en opacos, semiopacos y clarostranslucidos con respecto a su diferente grado de oxidación (Batten, 1983). Las
cutículas son tejidos exteriores de hojas, ricos en lípidos los cuales contienen la
biomacromolécula cutan. El grupo de los palinomorfos corresponden a microfósiles
que generalmente se preservan en el carbón tales como polen, esporas, algas, hifas
y foraminíferos. La materia orgánica amorfa (MOA) y semiamorfa corresponde a MO
que ha sido degradada estructuralmente por microorganismos tales como hongos,
bacterias, archeas y animales. La MOA no muestra estructuras internas y su
apariencia es granular a grumosa de color amarillo a rojo pardo. Aunque no se
preservan las estructuras de los componentes originales, si se preservan
compuestos lípidos. Además también se transforman y acumulan componentes
grasos durante este proceso bioquímico (Sassen, 1977). Este tipo de material
orgánico es de gran interés en la evaluación de rocas fuentes de petróleo.
Muestra de carbón
Solución Schulze (HNO3
+ KClO3)
NaOH + Pirofosfato de
sodio
Amoniaco (NH4OH)
Oxidación
(Ablandamiento +
Despolimerización)
Tratamiento
alcalino
Lavado de
ácidos húmicos
Neutralización con H2O
Deshidratación (alcohol
etílico)
Montaje de
placas
Chequeo Microscopio
Fig. 8. Método general de preparación de palinofacies en carbones.
21
Tabla 2. Clasificación de componentes de materia orgánica usada en este estudio
Categoría
Constituyente Grupo maceral
Maceral
Fitoclastos
M.O
estructurada
Palinomorfos
M.O noestructurada
Partículas
negras-opacas
Partículas
semiopacas
Tejidos clarostranslucidos
Cutícula
Inertinita
Inertinita/forma
Vitrinita
gelificada
Vitrinita
Colotelinita
gelificada
Telinita/Colotelinita
Liptinita
Cutinita
Polen y
esporas
Liptinita
Esporinita
Algas
Liptinita
Alginita
Hifas y esporas
de hongos
Inertinita
Funginita
Foraminíferos
-----
------
Resinas
Liptinita
Resinita
M.O Amofa y
semi- amorfa
Vitrinita/Liptinita
Colodetrinita/
Batuminita
3.4 Geoquímica orgánica
Pirolisis Rock- Eval, analisis próximos, extracción de bitumen y biomarcadores se
llevaron a cabo en este estudio. La pirólisis Rock-Eval y los análisis próximos se
hicieron en todas las muestras de litotipos de los 4 mantos de carbón, mientras que
para los extractos de bitumen se escogieron 8 muestras. Únicamente cuatro
muestras de litotipos fueron evaluados usando biomarcadores.
3.4.1 Pirolisis Rock-Eval.
Todas las muestras han sido analizadas con un equipo OSA en la universidad
Pierre et Marie Curie en Paris, Francia. La pirolisis Rock-Eval es una prueba
fisicoquímica que provee datos para evaluar el potencial, madurez y tipo de rocas
22
fuentes en diferentes cuencas sedimentarias (Espitalié et al., 1986; Lefargue et al.,
1998). Esta técnica utiliza una pequeña fracción de roca (100 mg roca y 20 mg
carbón) y la calienta a una temperatura programada entre 180 y 600 °C en una
atmósfera inerte de helio (Fig. 9). Varios parámetros se derivan de este método:
-S1 (mg HC/g muestra): mg de hidrocarburos inicialmente presentes en la roca y
liberados a 300 °C. Esto se relaciona con el grado de generación de hidrocarburos y
la evolución de la MO.
-S2 (mg HC/g muestra): mg de hidrocarburos generados por la degradación térmica
entre 300 y 600 °C. Esto es un indicador de la cantidad de gas y aceite que la roca
podría generar durante la catagénesis de la MO.
-S3 (mg CO2/ g muestra): Cantidad de CO2 que se deriva durante la degradación
térmica entre 300 y 390 °C. Esto al igual que los parámetros anteriores depende del
tipo de materia orgánica y el grado de evolución térmica.
-S4 (mg CO2/ g muestra): Cantidad de CO2 que se deriva de la oxidación de MO
cuando la muestra se calienta en atmósfera de aire a 600 °C.
-COT (%peso): Suma del carbono orgánico no reactivo y el carbono orgánico
pirolizado. Es decir, es el carbono inerte y el carbono que está involucrado en la
generación de hidrocarburos.
-IH (mg HC/g COT): mg de hidrocarburos dividido sobre el carbono orgánico total
(S2/COT). Este es un indicativo del potencial generador de hidrocarburos.
-Tmax (°C): Es la temperatura de pirolisis que se registra cuando se alcanza el pico
máximo de S2. Este es un indicador del grado de madurez térmica.
-IB (mg HC/g COT): Corresponde a la división del parámetro S1 sobre el carbono
orgánico total (S1/COT). Se denomina índice de bitumen y fue acuñado por Killops et
al., 1998.
-IQ (mg HC/g COT): mg de hidrocarburos totales dividido entre el carbono orgánico
total (S1+S2/COT). Este parámetro indica la calidad de la MO (Sykes y Snowdon,
2002).
Aparentemente la pirolisis Rock-Eval ha producido resultados inconsistentes y
anómalos en carbones debido a su alto contenido de MO, ya que la cantidad de sus
productos en la pirolisis tienden a producir una respuesta, fuera del rango lineal del
detector de ionización de llama (FID) y por esto se recomienda utilizar muestras más
pequeñas (10 mg) (Bostick y Daws, 1994). Behar et al., (2001) recomiendan utilizar
50-70 mg para rocas y 10-30 mg para carbones.
Peters (1986) infiere que el Rock-Eval sobreestima el potencial generador de
hidrocarburos en algunos carbones y sugiere que éste se determina mejor con
23
análisis elemental y petrografía. Por otra parte, Boudou et al., (1994) sugiere que
para carbones de bajo rango (<0.5% Rr) el índice de hidrógeno es subestimado
debido a una supresión de grupos oxigeno de la señal del FID durante el análisis
Rock-Eval.
Fig. 9. Esquema general mostrando los diferentes parámetros y registros que se
obtienen de la pirolisis Rock-Eval. Modificado de Lefargue et al., 1998.
El incremento en el índice de calidad (IQ) y de hidrógeno (IH) es una
característica bien conocida de las secuencias carboníferas cuando aumenta la
madurez de la MO terrestre (Durand y Paratte, 1983; Sykes y Snowdon, 2002).
Durand y Paratte, (1983) atribuyen este incremento en IH a una decarboxilación,
aumentando relativamente el hidrógeno frente al carbono. Sin embargo diferentes
análisis elementales H/C contradicen esta hipótesis de incremento de hidrógeno con
respecto a carbono. Killops et al., (1998), realiza un buen debate sobre las diferentes
hipótesis de aumento en el IH y sugiere un re-ordenamiento estructural de la materia
orgánica durante la diagénesis y catagénesis. Este aumento marcaría el umbral de
expulsión de aceite en forma natural del carbón (Sykes y Snowdon, 2002).
El equipo de Rock-Eval usado en este estudio muestra los parámetros S1, S2, IH,
Tmax, y COT. Los datos de S3 y S4 fueron directamente integrados en el cálculo del
COT y no mostrados individualmente. Loa índices IQ e IB fueron calculados de los
parametros S1, S2 y COT.
3.4.2 Análisis próximos completos.
Estos análisis corresponden a la medición de humedad residual (% p), cenizas (%
p), materias volátiles (% p), carbono fijo (% p), azufre (% p) y poder calorífico (Btu/lb
ó MJ/Kg) de acuerdo a procedimientos estándares descritos en American Society for
Testing and Materials (ASTM, 2000). Estos análisis se utilizan comúnmente para
24
evaluar propiedades tecnológicas en los carbones. Desde el punto de vista
geológico, la variación de estos parámetros se relaciona a la variación del rango en
cuencas sedimentarias (Suggate, 2002). Suggate, (1959) construye una escala de
rango mediante los análisis rutinarios del carbón; el cual se conoce como ‘Rango
Suggate’ o Rank(S). Posteriormente, Suggate, (2002) modifica ligeramente la escala
de rango y lo llama Rank (Sr). El uso del clasificación del Rango (Sr) (Fig. 10)
permite reconstruir las vías de maduración térmica sin ser influenciadas por la
variación del tipo de materia orgánica (Sykes y Snowdon, 2002). Es decir, representa
un indicador de los cambios que sufre la MO con el aumento de la temperatura
(Suggate, 2002). Esta escala utiliza gráficos de dos parámetros independientes:
materias volátiles (MV) y poder calorífico (PC), o también los análisis elementales
H/C y O/C. Aquí se utiliza la escala de rango (Sr) como parámetro para evaluar la
madurez térmica de los carbones del Cerrejón, basados en el gráfico MV y PC. Los
valores de MV y PC son ajustados en base seca y libre de humedad, materia mineral
y azufre según las fórmulas descritas en Suggate, 2002. La figura 11, muestra una
comparación entre la escala de rango (Sr) y la reflectancia de la vitrinita.
Fig. 10. Clasificación del rango Suggate, ejes MV-PC. (Suggate, 2002).
25
Fig. 11. Comparación entre el rango según la ASTM, reflectancia de la vitrinita y
rango Suggate (Sr). Modificada de Suggate, (2002).
3.4.3 Extracción de bitumen y Cromatografía líquida.
El bitumen es la fracción de componentes (hidrocarburos y no-hidrocarburos) de
una roca que son solubles en solventes orgánicos (Hunt, 1996). La cantidad de
bitumen extraído depende del tipo de solvente y de las características químicas del
kerógeno. Además los procedimientos de extracción no están estandarizados en
términos de tamaño de muestra, polaridad del solvente, duración de la extracción,
temperatura y velocidad de agitación. Como consecuencia, los datos analíticos, sólo
pueden ser comparados si se utilizan los mismos procedimientos de extracción. Los
solventes polares comúnmente utilizados son cloroformo, mezclas benceno-metanol
y piridina. Sin embargo, para geoquímica orgánica, estos solventes se han venido
cambiado por solventes menos polares como dicloro-metano y su mezcla con
metanol; debido principalmente a su alta toxicidad.
26
La cantidad de bitumen representa la cantidad de material soluble de la roca
fuente en el momento de la extracción, y está correlacionado al pico S1 de la pirolisis
Rock-Eval. Este es un indicativo de la calidad y/o madurez del material orgánico.
La separación de los componentes del bitumen en saturados, aromáticos, resinas
y asfaltenos (SARA) se hace por medio de la cromatografía líquida. La cantidad de
hidrocarburos (saturados y aromáticos) también es un indicativo de la calidad y/o
madurez de la roca fuente. Además estos componentes son utilizados para el
análisis de biomarcadores.
En este estudio se siguieron los procedimientos de extracción y separación de
bitumen descritos por Bonilla (1986, 1988). El método consistió en: - pesar
aproximadamente 40 gramos de muestra a un tamaño de grano menor de 0.25 mm y
calentar a 105 ºC durante 90 minutos con el fin de quitar la humedad. Una vez seca
la muestra se empaca en cartuchos de extracción watman de 40 x 112 mm.
Para la extracción se utilizó un equipo soxhlet de 250 ml, en cuyo balón se
colocaron aproximadamente 200 ml de una mezcla benceno-metanol 60/40 (vol/vol).
El tiempo de extracción fue mayor a 96 horas y se hizo en planchas de calentamiento
con agitación magnética. Una vez se terminó la extracción (cuando la solución del
recipiente de extracción se torna de color amarillo claro), el solvente se separa del
bitumen por destilación a una temperatura de aproximadamente 60 ºC en un trampa
de destilación. Luego se evapora el exceso de solvente por calentamiento y
posteriormente se pesa hasta obtener un peso constante.
Para la cromatografía liquida se utilizó una columna de vidrio de 36 cm de longitud
y 16 mm de diámetro externo provista de una llave de teflón en su parte inferior y un
recipiente de vidrio soldado para el solvente en la parte superior con un volumen de
250 ml. La columna fue empacada en su mitad inferior con alúmina activada (400 ºC
durante 3 horas) en polvo baker por el método del slurry, utilizando como solvente nhexano normal. Para cada columna se requieren aproximadamente 28 g de alumina.
La mitad superior fue empacada inmediatamente después del paso anterior con silica
gel baker malla 60-200 activada (400 ºC durante 6 horas). Para cada columna se
necesitaron aproximadamente 20 g del slurry, utilizando de igual manera n-hexano.
Luego se pesaron aproximadamente 200 mg de extracto de bitumen de cada
muestra para realizar el análisis cromatográfico. Para eludir los hidrocarburos
saturados (estos son de color blanco), se adiciona 162.6 ml de n–hexano normal, el
cual se demora en salir aproximadamente 6.5 horas. Luego antes de que se termine
el n-hexano se agregan 175 ml de benceno para eludir los hidrocarburos aromáticos
(los cuales son de color amarillo claro). Después de que salgan los hidrocarburos
aromáticos se adicionan 175 ml de una mezcla benceno – metanol 1/1 para extraer
las resinas, las cuales son de color pardo rojizo. Por último se adiciona cloroformo
para extraer los asfaltenos, pero muchos de éstos quedan pegados en la columna.
Otras cuatro muestras de carbones fueron extraídas con diclorometano y separadas
por cromatografía líquida en el Instituto Colombiano del petróleo. El total de muestras
analizadas fueron ocho.
27
3.4.4 Biomarcadores
Los marcadores biológicos o biomarcadores son fósiles moleculares de productos
naturales que pueden ser asignados a un origen bio-sintético particular (Brocks y
Summons, 2003). Estos componentes orgánicos están compuestos de carbono,
hidrógeno y otros elementos, los cuales son encontrados en crudos, bitumenes y
rocas, mostrando ningún o casi ningún cambio en su estructura con respecto al
compuesto original del organismo viviente (Hunt et al., 2002). Estos compuestos son
analizados usando una técnica de cromatografía de gases acoplada a un
espectrómetro de masas. Los biomarcadores son generalmente componentes
individuales, pero un grupo o series de homólogos pueden también ser usados para
identificar una fuente específica de material orgánico de una roca o crudo (Hunt et
al., 2002). Los biomarcadores tienen diversas aplicaciones en la geoquímica del
petróleo: (1) correlación de aceite-aceite y aceite-roca fuente; (2) evaluación de
madurez térmica y/o biodegradación; (3) variaciones en el ambiente de depositación
de una roca fuente y (4) brinda información sobre la cinética de generación de
petróleo.
Los análisis de los extractos totales de bitumen de cuatro muestras de carbón se
hicieron por cromatografia gaseosa (CG) con un equipo Hewlett-Packard (HP) 6890.
De la fracción saturada se hicieron los análisis de biomarcadores (ion 191, 217, 218,
y 259) con un CG acoplado con un detector de masas HP 5973. Estos análisis se
realizaron en el Instituto Colombiano del Petróleo (ICP) en coordinación con el Dr.
Antonio Rangel.
El objetivo del análisis de cromatografía gaseosa/espectrometría de masas es
analizar la fracción alifática de hidrocarburos e investigar con biomarcadores la
madurez térmica y condiciones ambientales de la materia orgánica del carbón. La
distribución de biomarcadores tales como n-alcanos, esteranos, diterpanos, tri y
pentaciclicos terpanos fueron investigados. Los contenidos relativos de componentes
particulares, fueron calculados de las areas de los picos.
3.5 Análisis digital de imagen
El análisis digital de imágenes (ADI) es el proceso de evaluar la información
contenida en una imagen digital. La descripción cuantitativa de una imagen, se hace
usualmente mediante dos tipos de información: (1) datos geométricos (espaciales) y
(2) datos de reflectancia o niveles de intensidad de luz (Tyson, 1990).
La microscopía de la materia orgánica generalmente involucra medidas de forma
e intensidad de los componentes orgánicos. Desde este punto de vista, el ADI es una
herramienta que sirve para medir y cuantificar la información contenida en imágenes
petrográficas. Además permite desarrollar procedimientos rutinarios para la
automatización.
28
El tratamiento digital de imágenes consiste esencialmente en 5 etapas:
adquisición, preprocesamiento, segmentación, medición e interpretación (Fig. 12). La
adquisición comprende la evaluación de las condiciones de captura de la imagen.
Para imágenes microscópicas se necesita acondicionar las condiciones de
iluminación del microscopio y la cámara CCD. La calibración y estandarización de
este proceso repercute en el nivel de confianza y repetibilidad de las medidas que se
hacen en las imágenes. El preprocesamiento consiste en la aplicación de
procedimientos para mejorar la imagen. La segmentación es la etapa de separación
y extracción de la información y la medición e interpretación corresponden al análisis
de la imagen.
Este estudio llevó a cabo una metodología para el análisis cuantitativo de la
intensidad de la fluorescencia en las palinofacies del carbón por medio del
tratamiento digital de imágenes. Las propiedades fluorescentes de macerales del
carbón y kerógenos se usan ampliamente para determinar el grado de
carbonificación, evaluar la madurez térmica de las rocas fuentes de petróleo y
predecir propiedades tecnológicas del carbón (Ottenjahn et al., 1975; Teichmuller
and Wolf, 1979). Con la intensidad de la fluorescencia en las rocas fuentes se
visualiza el estado de preservación de la materia orgánica y el kerógeno rico en
hidrógeno (Robert 1980; Tyson 1990). En la actualidad, existen varios métodos para
medir la intensidad de la fluorescencia (cualitativos y cuantitativos), pero ninguno de
éstos ha sido estandarizado globalmente para reportar medidas absolutas, y
únicamente se pueden obtener medidas de intensidades relativas (Taylor et al.,
1998). Robert 1988 (en Taylor et al., 1998) describe un método visual cualitativo para
evaluar la intensidad de fluorescencia de toda la materia orgánica mediante un índice
global de fluorescencia. Tyson, (2006) aplica su escala de fluorescencia a placas de
palinofacies totales y la correlaciona con datos geoquímicos.
OBJETO
Dominio
Del
SISTEMA FORMADOR
Problema
DE IMÁGENES
ADQUISICIÓN
BASE
DE
CONOCIMIENTO
“EXPERTO”
PREPROCESAMIENTO
SEGMENTACIÓN
DESCRIPCIÓN
RECONOCIMIENTO
ANÁLISIS DE IMÁGENES
Fig. 12. Etapas generales del tratamiento digital de imágenes.
Estudios previos han mostrado que la microscopía asistida por computador y
específicamente el análisis de imagen es una herramienta para la cuantificación de la
intensidad de la fluorescencia en la materia orgánica (Arango et al., 2003; Arango et
al., 2004). Otros estudios de aplicación del análisis de imagen a la petrografía de la
materia orgánica son: la caracterización automática de la materia orgánica en rocas
Terciarias de Venezuela (Lorente, 1990); caracterización automática del tipo de
29
kerógeno para determinar el potencial generador de hidrocarburos de una roca
fuente (Tyson, 1990); medición del color y niveles de gris de los macerales (David y
Fermont, 1993; Cloke et al., 1995; Arango, et. al., 2004); técnicas morfologicas y de
intensidad para el análisis de imagen en la materia orgánica (Higthon et al., 1991;
Lester et al., 1993; Yule et al., 1998; Lester et al., 2002; Restrepo, 2003; Arango et
al., 2003; Arango et al., 2004).
3.5.1 Descripción de la calibración y medición con ADI.
Las imágenes microscópicas son capturadas con un dispositivo llamado cámara
CCD. Este dispositivo está formado por matrices de elementos fotosensibles
denominados píxeles. Píxel por píxel la carga es amplificada y transformada en una
señal eléctrica de salida proporcional al nivel de energía detectado. Esta señal
eléctrica se convierte en un número discreto mediante un dispositivo para convertir la
señal análoga a digital.
El modelo de color RGB está formado por tres canales de colores primarios (Rojo,
Verde y Azul) de los cuales cada canal varia entre valores enteros de 0 a 255 y todas
las posibles combinaciones de los tres canales dan aproximadamente 16.7 millones
de colores distintos. Las medidas las intensidades RGB de los píxeles se usan para
crear un índice de intensidad y de color que representa la intensidad y el color de la
fluorescencia global de las palinofacies.
Para la calibración del sistema y estandarización de las medidas de intensidad de
fluorescencia se hicieron varios ensayos: (1) se tomaron imágenes del patrón uranil
bajo las mismas condiciones de iluminación y captura durante un intervalo de tres
horas cada diez minutos con el fin de evaluar la variación de las medidas de
intensidad fluorescencia con el tiempo. (2) Se tomaron imágenes variando el tiempo
de exposición del patrón uranil desde condiciones de baja iluminación a alta
iluminación con el fin de evaluar el rango lineal de detección de intensidades, y (3) se
tomaron imágenes de cuatro componentes de las palinofacies del carbón variando el
tiempo de exposición (sec) con el fin de encontrar el rango óptimo para la toma de
las imágenes de los diversos componentes de las imágenes de palinofacies.
La medición de la intensidad de fluorescencia se hizo en tres placas de
palinofacies, capturando una cantidad de cuarenta imágenes por placa. Estas
imágenes se escogieron de los litotipos vitreno, clareno brillante y clareno opaco del
manto 155 que contrastan en sus características petrológicas y geoquímicas. Las
condiciones de iluminación y captura fueron las siguientes:
-Microscopio Leitz MPV Combi con objetivo de 50x fluotar. Una lámpara de mercurio
de alta presión de 100 wattios que se utiliza para excitar la muestra y el filtro azul
para obtener la fluorescencia de color amarillo típica de la materia orgánica de los
carbones. El Diafragma para fluorescencia se ajustó al campo de observación.
Tamaño de la imagen (640x480), sensibilidad 400, tiempo de exposición de 2 sec
para las imágenes de palinofacies.
30
4. RESULTADOS E INTERPRETACIÓN
Se analizaron los niveles de litotipos en los mantos de carbón 155, 110, 75 y 45
de los pozos WRV-04752 y WRV-04774 para evaluar el potencial generador de
hidrocarburos de los carbones de la Formación Cerrejón en la zona norte de
Colombia. Cada manto provee información del material orgánico y su relación con la
madurez y el potencial de gas y aceite.
4.1 Manto de carbón 155, pozo WRV-04752
4.1.1 Análisis de litotipos
La descripción macroscópica indica una típica secuencia ‘opaca hacia el
techo’(dull upward), donde en la base del manto hay litotipos brillantes, y en el techo
litotipos opacos. Además se registraron dos cambios de “secuencias opacas hacia el
techo” (Fig. 13). En el rango de litotipos brillantes a litotipos opacos se muestra un
progresivo incremento de inertinitas a expensas de vitrinita. Es decir, los litotipos
opacos poseen mayor cantidad de inertinitas y menor contenido de vitrinitas que los
litotipos brillantes. El contenido de liptinitas es mínimo en ambas clases de litotipos
(Fig. 13).
Este tipo de secuencias “opacas hacia el techo” es común en muchos carbones
(Crosdale, 1995, 2002) y se interpretan usualmente como a representar
progresivamente condiciones más secas durante la acumulación de la turba. Sin
embargo, esto es todavía materia de debate; ya que las secuencias opacas registran
un alto contenido de inertinitas, y el origen de este maceral no está totalmente claro
(Scott, 2002; Arango y Blandón, 2006).
Con respecto al potencial generador de hidrocarburos (HC), el material inertinitico
representa componentes muy ricos en carbono, con poco o nulo potencial para
generar HC durante la carbonificación natural. A continuación daré dos puntos de
vista que se contemplan para interpretar estos litotipos:
(1) Si el maceral inertinita se produce por incendios forestales durante la
depositación de la turba como lo sugiere una extensa bibliografía (Scott, 1989;
Jones et al., 1993; Bustin y Guo, 1998; Scott, 2002), entonces estos litotipos
pueden sugerir condiciones secas durante su depositación, y con muy poco
potencial para generar hidrocarburos.
(2) Si el maceral inertinita se produce por degradación microbial (oxidación)
durante la etapa de acumulación y subsecuente carbonificación (Arango y
31
Blandón, 2006), entonces estos representan tanto condiciones ambientales y
de enterramiento (carbonificación). Desde este punto de vista, las inertinitas
se generarían en ambientes con alta degradación microbial (interfase aguaMO) y subsecuente carbonificación. Este material podría representar los
residuos del proceso de generación-expulsión de HC en condiciones
naturales.
De esta manera el rol de las inertinitas en el proceso de generación de HC no es
claro, y podrían representar dos escenarios completamente diferentes. Sin embargo,
los datos que se presentan más adelante, sugieren la segunda interpretación para el
origen de algunas inertinitas.
Fig. 13. Litotipos del manto 155. Note el contenido el aumento del contenido de
inertinitas cuando se presentan litotipos opacos.
32
4.1.2 Datos petrográficos
El análisis maceral se hizo sobre 7 muestras de litotipos. Los grupos de
macerales más abundantes son vitrinitas, inertinitas y liptinitas respectivamente (Fig.
13, anexo 1). Las colotelinitas y colodetrinitas son los macerales principales de la
vitrinita, y la semifusinita/fusinita e inertodetrinita los macerales principales del grupo
de la inertinita (Fig. 14).
El contenido de colodetrinita se encuentra relacionado al contenido de
semifusinitas, fusinitas e inertodetrinitas y en forma inversa al contenido de
colotelinitas (Fig. 14). Las colotelinitas son abundantes (>55%) en los litotipos
brillantes, mientras las colodetrinitas junto con las inertinitas predominan en los
litotipos de carbones bandeados opacos. Estos datos sugieren que los litotipos
opacos están compuestos de materiales orgánicos que han tenido degradación
biológica y física, y relacionados con un mayor contenido de inertinitas (MO rica en
carbono). También sugieren que los litotipos brillantes están compuestos
principalmente de tejidos preservados de la degradación estructural y que
corresponden a productos del proceso de carbonificación que han tenido poca
influencia microbial.
En microscopia de fluorescencia, la colodetrinita y colotelinita poseen una débil
fluorescencia parda; pero con el incremento en el tiempo de excitación, la intensidad
de fluorescencia de las vitrinitas aumenta rápidamente. Este fenómeno ha sido
descrito por Teichmüller (1974) y se debe al contenido de bitumen asociado con
vitrinitas.
Estos carbones poseen micrinitas en colotelinitas/colodetrinitas y vitrinitasresinosas. Las micrinitas se presentan en la mayoría de los litotipos, pero están en
mayor relación con los litotipos opacos. Este maceral es común en lutitas aceitosas y
carbones sapropélicos y representan relictos del proceso de carbonificación
(Teichmüller, 1989). De acuerdo a Van Gijzel, 1982, la micrinita es un marcador clave
de rocas fuentes de petróleo, que ocurre en el rango de Rr ~ 0.5%.
Los macerales liptiniticos están en menor proporción (<10%), con la esporinita,
liptodetrinita, resinita y cutinita como macerales generalmente presentes (anexo 1).
La cantidad de exsudatinita es baja, pero su presencia puede tomarse como una
prueba de la generación de HC en el carbón.
La reflectancia de la vitrinita se midió en los litotipos brillantes con el fin de
obtener las cien lecturas sobre colotelinitas. La reflectancia media de la vitrinita para
este manto de carbón fue Rr = 0.451% (Fig. 15).
33
Fig. 14. Abundancia relativa de los macerales principales en los litotipos del manto 155.
34
Reflectancia de la Vitrinita (%Rr)
25
Número de datos
20
15
10
5
0
0.5
0.49
0.48
0.47
0.46
0.45
0.44
0.43
0.42
0.41
0.4
Fig. 15. Reflectancia de la vitrinita (Rr = 0.451%) en el manto 155.
4.1.3 Datos de palinofacies
El análisis de las palinofacies del manto 155, indican que éstas se encuentran
dominadas por tejidos claros-translucidos, opacos, semiopacos, componentes amorfos
y liptiniticos respectivamente (Fig. 16, anexo 1). Los litotipos brillantes presentan mayor
cantidad de tejidos claros-translucidos, con estructuras bien preservadas y con poca
cantidad de tejidos opacos. Los litotipos opacos poseen un mayor contenido de tejidos
opacos y semiopacos, con un incremento en el material degradado y amorfo. Aunque
se observa una importante influencia microbial por la degradación y coloración parda de
los tejidos, poca cantidad de hifas y esporas de hongos se presentan en estas
palinofacies (Fig. 16).
La observación de los litotipos en luz reflejada y transmitida muestra una correlación
entre el aumento del contenido de inertinitas en petrografía con el incremento de tejidos
opacos y semiopacos en palinofacies. También se observa que el aumento de
colotelinitas en petrografía, coincide con un aumento de tejidos claros-translucidos en
palinofacies.
4.1.4 Datos de la pirolisis Rock-Eval
Se analizaron los litotipos del manto 155 en pirolisis Rock-eval, con variaciones en el
índice de hidrógeno (IH) entre 161- 269 mg HC/g COT y promedio de ~ 190 mg HC/g
COT. El índice de bitumen (IB) varía entre 3.6 y 5.6 mg HC/g COT, con un promedio de
35
~ 4.4 mg HC/g COT (anexo 1). El contenido de material soluble registrado por el
parámetro S1, muestra una ligera correlación entre el contenido de colodetrinitas e
inertinitas en petrografía. En general se pude ver que hay un pequeño incremento en el
S1 y S2 hacia la parte superior del manto de carbón (Fig. 17).
Comparando los diversos litotipos sobre bases cuantitativas, los datos de pirolisis no
muestran contrastes generales significativos para este manto (Fig. 17). Sin embargo, si
comparamos los litotipos del techo (carbón bandeado opaco) contra el de la base
(carbón brillante) se nota un ligero incremento en el carbón bandeado opaco de los
parámetros S1, S2, IH y Tmax. Esto se puede explicar por la mayor cantidad de
material amorfo y colodetrinitico en este tipo de litotipos (fig.16).
La temperatura máxima (Tmax ~ 428 °C) al igual que el índice de calidad QI ~ 195
mg HC/g COT indica que estos carbones han comenzado ha generar hidrocarburos
(Fig. 17).
Fig.17. Variación de los componentes de las palinofacies en los litotipos del manto 155.
36
Fig. 17. Variación de los parámetros de la pirolisis Rock-Eval en los litotipos del manto
155.
4.1.5 Datos de análisis próximos
La evaluación del rango Suggate (Sr) ~ 8.4 (Fig. 18) en el manto 155, es otro
parámetro que indica la madurez de la MO, sugiriendo que estos carbones han
comenzado la ventana de aceite. El contenido de materia volátil varía entre 38.8 y 42.4
% (lac) (Fig. 19, anexo1). El contenido de azufre es bajo (< 0.8 % la) al igual que el
contenido de cenizas (< 2.6 % la). Sólo el litotipo de la base tuvo un porcentaje de
cenizas del 8.2 % la.
Comparando los litotipos brillantes y opacos, se muestra que hay un ligero
incremento de la humedad, azufre, cenizas en los litotipos brillantes (Fig. 19).
Desde el punto de vista paleoambiental, los litotipos brillantes en este manto son
originados por cambios en el tipo de flora y posiblemente condiciones
anoxicas/suboxicas ocasionados por un alto nivel de agua. Esto se sustenta por el
mayor contenido de cenizas y azufre, la proximidad con rocas clásticas, la alta
preservación de los tejidos y el tipo de flora que sugiere condiciones permanentemente
inundadas. Aunque no se cuantificaron los tipos de esporas y granos de polen, se
observó de manera cualitativa un incremento de pólenes de palma en los litotipos
brillantes.
37
Otros estudios también sugieren que la alta preservación de los tejidos en los litotipos
brillantes se debe no sólo al alto nivel freático y tipo de material fuente, sino también a
una rápida subsidencia (Mastalerz et al., 1992).
Fig. 18. Rango Suggate (Sr) de los litotipos del manto 155.
Fig. 19. Variación del contenido materias volátiles, cenizas, azufre, humedad y poder
calorífico en los litotipos del manto 155. Nota: (la): libre de humedad; (lac): libre de
humedad y cenizas.
38
4.2 Manto de carbón 110, pozo WRV-04752.
4.2.1 Análisis de litotipos
Este manto presenta dos ciclos de secuencias “opacas hacia el techo” bien
reconocibles macroscópicamente (Fig. 20). Los litotipos brillantes muestran mayor
contenido de vitrinitas y un menor contenido de inertinitas con respecto a los litotipos
opacos (anexo 2, fig. 20). El contenido de liptinitas es ligeramente mayor en los litotipos
opacos. Este manto es dominado por los litotipos clareno y clareno brillante
respectivamente.
El litotipo vitreno esta justamente encima de una lutita carbonosa (Fig. 20), indicando
posiblemente condiciones de alto nivel freático, y rápida subsidencia debido a su
relativamente poco espesor.
Fig. 20. Litotipos del manto 110. Note el aumento del contenido de inertinitas cuando se
presentan litotipos opacos y un aumento de vitrinitas en los litotipos brillantes.
39
Fig. 21. Abundancia relativa de los macerales principales en los litotipos del manto 110.
40
4.2.2 Datos petrográficos
Los grupos de macerales más abundantes son vitrinitas, inertinitas y liptinitas
respectivamente (anexo 2). Las colotelinitas son más abundantes en los litotipos
brillantes, mientras que las colodetrinitas son más comunes en los litotipos opacos (Fig.
21). Existe relación entre el aumento de colodetrinitas y corpogelinitas con el aumento
en semifusinitas, fusinitas e inertodetrinitas (Fig. 21). Estos datos sugieren que la
gelificación y transformación de los componentes orgánicos es mayor en los litotipos
opacos que en los brillantes.
La cutinita, esporinita, liptodetrinita y resinita son los macerales que respectivamente
son más abundantes. Generalmente los diferentes litotipos presentan exsudatinita y
bituminita (anexo 2). La intensidad de la fluorescencia en las vitrinitas aumenta cuando
se deja cierto tiempo de excitación con luz azul. Esta propiedad se observa fácilmente
cuando los carbones poseen un alto índice de bitumen, sugiriendo que esto se debe al
contenido de material soluble en vitrinitas y macerales asocialdos.
La reflectancia de la colotelinita fue de Rr = 0.631%, lo cual indica que estos
carbones están en la ‘ventana de aceite’ (Fig. 22).
Reflectancia de la Vitrinita (%Rr)
25
Número de datos
20
15
10
5
0
0.58
0.59
0.6
0.61
0.62
0.63
0.64
0.66
0.67
0.68
% Rr
Fig. 22. Reflectancia de la vitrinita (Rr = 0.631%) en el manto 110.
4.2.3 Datos de palinofacies
Los componentes de MO más abundantes en las palinofacies son los tejidos clarostranslucidos (38- 83%), tejidos semiopacos (5- 30%), opacos (1- 23%) y amorfos (210%) respectivamente (Fig. 23, anexo 2). Los litotipos opacos presentan abundancia de
41
fitoclastos opacos y semiopacos, mientras que los litotipos brillantes poseen mayor
cantidad de tejidos claros-translucidos. El contenido de material amorfo aumenta
ligeramente en los litotipos opacos, sugiriendo alguna relación con el contenido de
fitoclastos opacos y semiopacos. Esto es semejante a la relación entre colodetrinitas e
inertinitas que se observan en petrografía.
Los tejidos claros en los litotipos brillantes son delgados y con estructuras bien
preservadas. Poseen fluorescencia de color amarillo a amarillo pardo. Los fitoclastos
opacos y semiopacos son de color negro a café oscuro, delgados con diferentes formas
(angulosas a redondeadas), y no presentan fluorescencia. El material amorfo y
semiamorfo es de color amarillo rojizo a café, y presentan una fluorescencia de color
naranja a parda. Presenta formas granulares y de apariencia bioturbada irregular.
También se encuentra asociada con material de color oscuro.
Fig. 23. Variación de los componentes de las palinofacies en los litotipos del manto 110.
4.2.4 Datos de pirolisis Rock-Eval.
Los contenidos en índice de hidrogeno (IH) entre 185 y 285 mg HC/g COT, con
promedio de ~ 225 mg HC/g COT y el índice de calidad (QI) entre 192 y 291 mg HC/g
COT ~ 231 mg HC/g COT (Fig. 24, Anexo 2), sugieren que estos carbones son
potenciales para generar hidrocarburos naturalmente. La temperatura máxima (Tmax)
varia entre 430 a 433 ºC ~ 431 ºC, indicando que estos carbones están en la ventana
42
de aceite. El índice de bitumen (IB) entre 6.4 y 11.2 mg HC/g COT ~ 7.9 mg HC/ g COT,
muestra que los carbones han comenzado ha generar hidrocarburos.
Los litotipos bandeados opacos tienden a mostrar una mayor cantidad de
hidrocarburos producidos (S1, IB) que los litotipos brillantes (ricos en vitreno) (Fig. 24).
Esto se explica por la mayor cantidad de material colodetrinitico y MOA en los carbones
bandeados opacos.
La lutita carbonosa de la base del manto presenta más bajos IH e IB que los
carbones (Fig. 24). Esto se explica por menor cantidad de M.O presente en las lutitas.
Fig. 24. Variación de los parámetros de pirolisis Rock-Eval en el manto 110.
4.2.5 Datos de análisis próximos
El análisis del rango Suggate (Sr) ~ 9.6 (Fig. 25) es consistente con la reflectancia
de la vitrinita (Rr) ~ 0.63% e indica que estos carbones están en la ‘ventana de aceite’.
El contenido de humedad varia entre 6.2 y 7.8% ~ 7.1%, y materias volátiles (%MV lac)
entre 38.9 y 40.8% ~ 39.5% en los litotipos del manto (Anexo 2).
En la base se presentan los más altos contenidos de azufre (hasta un 2.3% la), y la
parte media y superior del manto presenta bajos valores (0.23- 0.26% la) (Fig. 26). El
porcentaje de cenizas es bajo ~ 1.7% (la), presentando los más altos valores en los
litotipos de la base y el techo, y los más bajos valores en la parte media (Fig. 26).
43
En general se puede decir que los porcentajes de materias volátiles y humedad no
son lo suficientemente contrastantes entre los distintos litotipos, pero se puede observar
que el litotipo vitreno de la base, presenta un mayor contenido de humedad (7.8 %) y
menor contenido de materias volátiles (38.9% lac) que el litotipo clareno opaco del
techo (6.2% y 39.8% lac respectivamente).
Fig. 25. Rango Suggate (Sr) de los litotipos del manto 110.
Fig. 26. Variación del contenido materias volátiles, cenizas, azufre, humedad y poder
calorífico en los litotipos del manto 110. Nota: (la): libre de humedad; (lac): libre de
humedad y cenizas.
44
4.3 Manto de carbón 75, pozo WRV-04774
4.3.1 Análisis de litotipos
Este manto presenta dos cambios (‘ciclos’) de transición de litotipos brillantes a
litotipos más opacos. El primer ‘ciclo’ en la base comienza con clareno brillante a
clareno, y el segundo ciclo de clareno brillante a clareno opaco (Fig. 27).
El cambio de litotipos brillantes a opacos muestra un progresivo incremento de
inertinitas y un decrecimiento en el contenido de vitrinitas. El contenido de liptinitas
aunque es mínimo, tiende a presentar un pequeño aumento en los litotipos opacos (Fig.
27). Como se dijo anteriormente, estos cambios se encuentran ligados tanto al tipo de
flora como a las condiciones ambientales y diagenéticas. De esta manera, los vitrenos
en estos mantos se encuentran más cercanos a la influencia clástica y representan
condiciones de altos niveles freáticos, con tejidos bien preservados debido a la escasa
actividad microbial y posiblemente a la rápida subsidencia. Por otro lado, los litotipos
más opacos están relacionados a una alta actividad microbiológica y representan zonas
más expuestas superficialmente en la interfase agua-MO con una subsidencia
relativamente baja.
4.3.2 Datos petrográficos
Los grupos macerales más abundantes son vitrinitas, inertinitas y liptinitas
respectivamente (Fig. 27). Los macerales vitriniticos principales son colotelinitas y
colodetrinitas. Las colotelinitas son abundantes en los litotipos brillantes, mientras las
colodetrinitas se presentan con mayor frecuencia en los litotipos más opacos. Las
gelinitas y corpogelinitas están en menor cantidad, pero siguen relaciones de
abundancia similares a las colodetrinitas e inertinitas (Fig. 28). Los macerales
inertiniticos dominantes son semifusinitas, inertodetrinitas y fusinitas respectivamente,
con menores cantidades de funginita, secretinita y micrinita (anexo 3). Las semifusinita,
inertodetrinita y fusinita, junto con colodetrinitas y gelinitas siguen cambios de
abundancia hacia los litotipos opacos, mientras que las colotelinitas se presentan
mayormente en los litotipos brillantes (Fig. 28).
Aunque la acción microbial de hongos y otros microorganismos es una constante
observada en los litotipos opacos, se observa relativamente poca funginita, y esporas
de hongos o hifas en palinofacies. Una explicación a este hecho, es que muchos de
estos componentes se enmascaran en los tejidos y pueden ser subestimados en el
conteo. Otra posible explicación es que una cantidad del 2% de estos palinomorfos en
un carbón bituminoso, represente una extensa acción de estos microorganismos
durante la etapa de acumulación de la turba precursora del carbón.
La reflectancia de la vitrinita se midió en colotelinitas, con un Rr = 0.6% (Fig. 29),
sugiriendo que estos carbones están en la ventana de madurez. Este manto se
encuentra estratigráficamente más abajo que el anterior, y la reflectancia de la vitrinita
45
dio ligeramente menor. Esto se puede explicar por una ligera supresión de la RV en
este manto, ya que la cantidad de material soluble contenido en los macerales
vitriniticos es mayor. Esto se sustenta por los datos de S1 de la pirolisis Rock-Eval, y
por un notable aumento de la fluorescencia en las vitrinitas.
Fig. 27. Variación de los litotipos en el manto 75. Note el aumento del contenido de
inertinitas cuando se presentan litotipos opacos y un aumento de vitrinitas en los
litotipos brillantes.
46
Fig. 28. Macerales principales en los litotipos del manto 75.
47
Fig. 29. Reflectancia de la vitrinita (Rr = 0.605%) en el manto 75.
4.3.3 Datos de palinofacies
Los componentes de MO más abundantes en las palinofacies son los tejidos clarostranslucidos (38- 55%), tejidos semiopacos (19- 35%), opacos (11- 20%) y amorfos (515%) respectivamente (Fig. 30, anexo 3). Los litotipos clareno brillante poseen un
aumento de fitoclastos claros-translucidos y un decrecimiento de los fitoclastos opacos
y semiopacos. Con una relación inversa en los litotipos clareno opaco. El contenido de
material amorfo aumenta ligeramente hacia los litotipos opacos, sugiriendo relaciones
entre los componentes degradados y los componentes oscuros (inertinitas) (Fig. 30).
4.3.4 Datos de pirolisis Rock-Eval
Los contenidos en índice de hidrogeno (IH) entre 229 y 296 mg HC/g COT, con
promedio de ~ 267 mg HC/g COT y el índice de calidad (QI) entre 237 y 315 mg HC/g
COT ~ 280 mg HC/g COT (Anexo 3), sugieren que estos carbones son potenciales para
producir hidrocarburos durante el enterramiento. La temperatura máxima (Tmax) varia
entre 428 a 434 ºC ~ 432 ºC, indicando que estos carbones están en la ventana de
aceite. El índice de bitumen (IB) entre 7.4 y 15.3 mg HC/g COT ~ 12.7 mg HC/g COT,
muestra que los carbones han comenzado ha generar hidrocarburos.
La curva del índice de bitumen (IB) y el parámetro S1 (Fig. 31) muestra una relación
con la curva de material orgánico amorfo (Fig. 30) en las palinofacies. El pico de IB de
17 mg HC/g COT es concordante con el pico de MOA de 15% vol en ese mismo litotipo.
Esta es una estrecha relación vista también en los otros mantos, que sugiere que el
48
material amorfo es el producto de un enriquecimiento de lípidos por microorganismos
durante la degradación estructural en la etapa de turba.
Fig. 30. Variación de los componentes de palinofacies en los litotipos del manto 75.
Fig. 31. Variación de los parámetros de pirolisis Rock-Eval en el manto 75.
49
4.3.5 Datos de análisis próximos
El análisis del rango Suggate (Sr) ~ 10.4 (Fig. 32), al igual que la cantidad de
material soluble (IB) indica que estos carbones están en la ventana de madurez. El
porcentaje de materias volátiles varia entre 40.6 a 38.5% lac entre los litotipos, con un
promedio de ~ 39.3% lac (anexo 3, Fig. 33).
Fig. 32. Rango Suggate (Sr) de los litotipos del manto 75.
Fig. 33. Variación del contenido materias volátiles, cenizas, azufre, humedad y poder
calorífico en los litotipos del manto 75. Nota: (la): libre de humedad; (lac): libre de
humedad y cenizas.
50
El contenido de azufre y cenizas es bajo, variando entre 0.37 - 0.84% (la), con un
promedio de ~ 0.58% (la) y 0.63- 2.3% (la), con un promedio de ~ 1.35% (la)
respectivamente. El porcentaje de cenizas es mayor en la parte media del manto, con
menores valores hacia la base y el techo, mientras el contenido de azufre es
relativamente mayor hacia los extremos y menores porcentajes hacia la parte media del
manto (Fig. 33, anexo 3).
4.4 Manto de carbón 45, pozo WRV-04774.
4.4.1 Análisis de litotipos
Este es el único manto analizado que no posee litotipos opacos en el techo. Este
presenta tres ‘ciclos’ cambiando de litotipos brillantes a más opacos. El primer ciclo
empieza con un litotipo vitreno cambiando a clareno opaco, el segundo ciclo empieza
con clareno a clareno opaco, el tercer ciclo cambia de clareno brillante a clareno opaco
y termina con vitreno (Fig. 34).
El cambio de litotipos brillantes a opacos muestra un progresivo incremento de
inertinitas y un decrecimiento en el contenido de vitrinitas (Fig. 34). Aunque este manto
de carbón no representa una típica secuencia ‘opaca hacia el techo’, se observan los
cambios progresivos de litotipos brillantes a opacos, con una terminación de vitreno en
el techo, debido posiblemente a un aumento en el nivel freático acompañado de una
rápida subsidencia.
4.4.2 Datos petrográficos
Al igual que los mantos anteriores, los grupos de macerales más abundantes son
vitrinitas, inertinitas y liptinitas respectivamente (Fig. 34). Las colotelinitas se presentan
más en los litotipos brillantes, mientras las colodetrinitas predominan en los litotipos
más opacos. En estos carbones se muestran relaciones en las curvas de abundancia
entre los macerales inertiniticos y las colodetrinitas (Fig. 35).
Los macerales colodetriniticos muestran una débil fluorescencia de fondo generada
por sustancias lipídicas, que han sido generadas durante la dinámica microbial. La
colodetrinita exhibe una menor reflectancia que la colotelinita, y posee un mayor
contenido de bitumen evidenciado por el IB.
Los macerales inertiniticos más abundantes son semifusinitas, fusinitas e
inertodetrinitas respectivamente. Las micrinitas y macrinitas son macerales
generalemente presentes en estos carbones, encontrándose más asociados a los
distintos tipos de litotipos clarenos, y muy poco asociado con vitreno. Los macerales
liptiniticos dominantes son liptodetrinita, esporinita, cutinita y resenita respectivamente.
Macerales como bituminita y exsudatinita están generalmente presentes, evidenciando
la generación de hidrocarburos (anexo 4).
51
La reflectancia de la vitrinita se midió en colotelinitas con Rr = 0.65% (Fig. 36), la
cual indica que estos carbones están en la ventana de generación y expulsión de
aceite.
Fig. 34. Variación de los litotipos del manto 45. Note el aumento del contenido de
inertinitas cuando se presentan litotipos opacos y un aumento de vitrinitas en los
litotipos brillantes.
4.4.3 Datos de palinofacies
Los componentes orgánicos predominantes en las palinofacies son los fitoclastos
claros-translucidos (25- 54%), materiales amorfos y semiamorfos (10- 30%), fitoclastos
semiopacos (7.5- 25%), fitoclastos opacos (9- 25%) y componentes liptiniticos (4- 8%)
respectivamente (Fig. 37, anexo 4). Los litotipos brillantes poseen un aumento de
fitoclastos claros-translucidos y un decrecimiento de los fitoclastos opacos y
semiopacos con respecto a los litotipos más opacos. Los componentes amorfos tienden
a seguir curvas de abundancia similares a las curvas de los fitoclastos opacos, material
liptinitico y hongos (Fig. 37). Esto sugiere alguna relación entre estos tipos de
componentes.
52
Fig. 35. Variación en el contenido de macerales principales en los litotipos del manto 45.
53
Fig. 36. Reflectancia de la vitrinita (Rr = 0.65%) en el manto 45.
Fig. 37. Variación de los componentes de palinofacies en los litotipos del manto 45
54
4.4.4 Datos de pirolisis Rock-Eval
Los contenidos en índice de hidrogeno (IH) entre 240 y 399 mg HC/g COT, con
promedio de ~ 298 mg HC/g COT y el índice de calidad (QI) entre 252 y 415 mg HC/g
COT ~ 310 mg HC/g COT (Anexo 4), sugieren que estos carbones son potenciales para
generar hidrocarburos líquidos durante el enterramiento. La temperatura máxima
(Tmax) varia entre 428 a 436 ºC ~ 435 ºC, indicando que estos carbones están en la
ventana de aceite. El índice de bitumen (IB) entre 7.2 y 15.9 mg HC/g COT ~ 11.9 mg
HC/g COT, muestra que los carbones han generado hidrocarburos a los niveles de
madurez actual.
Al igual que los mantos anteriores, las curvas del parámetro S1 (Fig. 38) está
relacionada a la curva de MOA en las palinofacies (Fig. 37). Esto indica que el material
amorfo proporciona la mayor cantidad de hidrocarburos producidos en los carbones del
cerrejón. Esto es consistente con previos estudios que sugieren a la MOA como el
principal tipo de materia orgánica de rocas fuentes de petróleo (Tyson, 2006).
Fig. 38. Variación de los parámetros de pirolisis Rock-Eval en el manto 45.
4.4.5 Datos de análisis próximos
El análisis del rango Suggate (Sr) ~ 11.2 (Fig. 39) es consistente con los datos de
Tmax ~ 35° C y reflectancia de la vitrinita (Rr = 0.65%), indicando que estos carbones
están en la ventana de madurez de aceite y que ya han generado hidrocarburos. El
contenido de materias volátiles varían de 38.1 a 41.5 % (lac) (anexo 4). El porcentaje
azufre y cenizas es bajo en todos los litotipos, pero con ligeros incrementos en los
litotipos del techo y la base (Fig. 40).
55
Fig. 39. Rango Suggate (Sr) de los litotipos del manto 45.
Fig. 40. Variación del contenido materias volátiles, cenizas, azufre, humedad y poder
calorífico en los litotipos del manto 45. Nota: (la): libre de humedad; (lac): libre de
humedad y cenizas.
56
4.5 Extracción de bitumen y cromatografía líquida
Se analizaron cuatro muestras de carbón bajo la extracción de bitumen con
benceno/metanol (60/40) (Vol./Vol.) y la separación de componentes SARA por
cromatografía liquida. Las cuatro muestras pertenecen a los litotipos clarenos de los
mantos 110, 75 y 45.
Otras cuatro muestras pertenecientes a litotipos clareno y clareno opaco de los
mantos 155, 75 y 45 fueron extraídas y analizadas para biomarcadores en el instituto
colombiano del petróleo. En total se hizo la extracción de bitumen en 8 muestras de
carbón. También se realizó una comparación entre los análisis próximos (materias
volátiles y humedad) de muestras de carbón antes y después de la extracción del
bitumen. Esto con el fin de observar los cambios en materias volátiles después del
procedimiento de extracción de bitumen.
Estos datos muestran que la cantidad de materia orgánica extractable varía entre
55750 y 74500 ppm, con promedio de ~ 67813 ppm (tabla 3), indicando que gran
cantidad de bitumen se produce del carbón. La alta cantidad de extractos se relaciona
con el alto IB de los carbones en pirolisis Rock Eval y a la cantidad de colodetrinitas y
materia orgánica amorfa en petrografía y palinofacies.
La proporción de hidrocarburos del bitumen varía ampliamente según los métodos
de extracción y separación. La cantidad de hidrocarburos saturados y aromáticos
muestran importantes diferencias entre las muestras extraídas y separadas con la
metodología descrita en el capítulo 3, y las muestras realizadas en el ICP (Tabla 3 y 4).
De esta manera la cantidad de hidrocarburos varía entre 15.4- 22% ~18.8% y 49.8762.81%~58.14% entre muestras realizadas con la metodología descrita en este estudio
y la metodología empleada en el ICP respectivamente. Estas diferencias se explican
por el tipo de solvente, tiempo de extracción, y métodos de separación empleados en
las distintas partes. Sin embargo, según los datos fisicoquímicos y petrograficos de las
muestras de carbón, los datos del ICP (tabla 4) son más consistentes con la madurez
del carbón. Esto también concuerda con la madurez del bitumen según los
biomarcadores (ver más adelante), en el cual la proporción de hidrocarburos es mayor
para muestras que son marginalmente maduras.
Basados en los datos del ICP (Tabla 4, que muestran mayor consistencia), se
sugiere que los carbones han generado hidrocarburos a la madurez actual, y que la
materia orgánica soluble, está compuesta predominantemente de hidrocarburos
(sat+arom) en los mantos 75 y 45 (Tabla 4). Un aumento en la relación Sat/Arom y HC/no HC se observa entre los mantos 155 a 45, indicando una progresiva mayor madurez
hacia el manto 45, lo cual es concordante con los datos estratigráficos y de madurez
mostrados por la reflectancia de la vitrinita y rango Suggate para los distintos mantos
de carbón.
57
Tabla 3. Porcentaje materia orgánica soluble y la proporción relativa de componentes
saturados, aromáticos, resinas y asfaltenos de algunos mantos de carbón y litotipos
seleccionados. (Metodología descrita en el capítulo 3)
Muestra
M.O extraída Saturados Aromáticos Resinas Asfaltenos
(%p, las)
(%p, las)
(%p, las)
(% p, las) *
(ppm) ( las)
M45- clareno
M110clareno
M45-clareno
opaco
M75-clareno
70000
7.8
7.6
14.2
12.4
48.3
40.2
30.7
39.8
8.2
10.3
45.5
36
70500
74500
7.9
9.9
42.8
67500
*(%p, las): Porcentaje peso, base libre de humedad y solventes.
39.4
Tabla 4. Porcentaje de saturados, aromaticos y resinas + asfaltenos de muestras de
carbón. Con la metodología utilizada en el ICP.
Muestra
Saturados Aromáticos Resinas y Sat/Arom HC/no-HC
(%p, las)
(% p, las) *
Asfaltenos
(%p, las)
M-155-clareno
opaco
M75- clareno
M45-clareno
brillante
M45-clareno
opaco
22.78
29.37
26.58
28.71
50.63
41.91
0.86
1.02
0.98
1.39
37.08
25.23
37.69
1.47
1.65
43.53
19.28
37.19
2.26
1.69
Datos de análisis próximos de las muestras extraídas muestran que estas poseen
menor contenido de materias volátiles y mayor porcentaje de humedad que las
muestras originales sin extraer (tabla 5 y 6). Esto sugiere que parte del material soluble
que fue extraído del carbón fue reemplazado por humedad, mostrando similares
porcentajes entre la pérdida de materias volátiles y el porcentaje de ganancia de
humedad.
Tabla 5. Análisis próximos de carbones sin extraer.
Muestra
HR*
Cz*
MV*
CF*
(%p)
(%p)
(%p)
(%p)
M110- clareno
4.3
6.8
40.2
48.7
M45-clareno
2.8
7.5
38.4
51.3
opaco
M45- clareno
6.7
9.1
34.3
49.9
M75-clareno
4.1
9.6
36.5
49.8
*Datos como se analizan. HR: humedad residual, Cz: cenizas, MV: materia volátil, CF:
carbono fijo.
58
Tabla 6. Análisis próximos de carbones extraídos.
Muestra
HR*
Cz*
MV*
CF*
(%p)
(%p)
(%p)
(%p)
M110- clareno
7.92
6.75
36.89
48.44
M45-clareno
7.24
7.32
35.29
50.15
opaco
M45- clareno
7.74
9.13
33.07
50.06
M75-clareno
7.91
9.55
33.87
48.67
*Datos como se analizan. HR: humedad residual, Cz: cenizas, MV: materia volátil, CF:
carbono fijo.
4.6 Biomarcadores
Los datos de Cromatografía gaseosa de todo el bitumen muestran que los extractos
totales poseen abundante cantidad de parafinas (Fig. 41 y 42). Una distribución de nalcanos de alto peso molecular, especialmente en el rango de C-25 a C-34 con el
máximo en C-29 y una dominancia de alcanos impares sobre pares en este mismo
rango, son consistentes con crudos de plantas vasculares (Fig. 41 y 42). Los elevados
valores de la relación pristano/fitano (Pr/Ph) entre 6 y 8 (Anexo 5, Figs. 41 y 42) indican
su asociación con materia orgánica terrestre. Estos valores son más altos que la
relación de 4 considerada para la materia orgánica derivada de plantas (Tissot y Welte,
1984). Sin embargo semejantes relaciones de Pr/Ph se han reportado en carbones de
la cuenca de Taranaki, Nueva Zelanda (Curry et al., 1994).
Aunque la relación de los dos isoprenoides (Pr/Ph) se ha ligado a las condiciones
redox del ambiente depositacional de la materia orgánica original, se conoce bien que
esta relación aumenta con la madurez. Así, para carbones de bajo rango la relación
Pr/Ph es baja (1-2), mientras que para carbones bituminosos se incrementa a (4-10), ya
que significativa generación de pristano ocurre en el umbral de generación de aceite
(Powell y Boreham, 1994). En estos carbones se observa un incremento de pristano
entre el manto 155 al manto 45 (Fig. 41 y 42), evidenciando un aumento de pristano con
el aumento de la madurez.
Comparando los cromatogramas de la Fig. 42, los cuales corresponden a clareno
brillante y clareno opaco respectivamente, se observa que este último presenta mayor
cantidad de n-alcanos de alto (C-25 a C-34) y de más bajo peso molecular (C-13 a C15), lo cual es consistente con la mayor proporción de materia orgánica amorfa en estos
litotipos.
Los biomarcadores esteranos y triterpanos (m/z: 217 y 191) también indican un
dominante origen de plantas superiores. La abundancia de esterano C-29 y la
moderada a alta cantidad de hopano C-31 son consistentes con crudos terrestres (Fig.
43 y 44).
59
Fig. 41. Cromatogramas de los extractos totales de bitumen de los litotipos clarenos
opacos en el manto 155 y 75 respectivamente.
60
Fig. 42. Cromatogramas de los extractos totales de bitumen de los litotipos clareno
brillante y clareno opaco respectivamente, en el manto 45.
Estos carbones presentan abundantes cantitades de hopanos con picos
generalmente en C-30 (Fig. 44), y muy alta relación de hopanos/esteranos (Anexo 5),
indicando un importante aporte microbial. Moderadas cantidades de C-27 esteranos,
junto con la presencia de triciclicos terpanos, C-24 tetraciclico terpano y pentaciclicos
terpanos extendidos, pueden sugerir material orgánico de origen algal. Sin embargo, no
61
se observó en petrografía suficiente contenido de algas, indicando más bien
proveniencia microbial.
Como el C27 esterano es común en animales y en algas rojas (Rhodoficeae)
(Brocks y Summons, 2003), la cantidad de este biomarcador en estos carbones, estaría
más ligado a la actividad de microorganismos (animales) en plantas superiores.
Las bajas cantidades de oleanano y ursano (ion 218 y 191, Fig. 45 y 44) evidencian
poca abundacia de angiospermas, mostrando que estos carbones están dominados
más por gimonospermas. Esto es consistente con la observación cualitativa de
palinomorfos en los carbones del Cerrejón a ser más ligado a gimospermas.
Estos carbones contienen relativamente bajas cantidades de diasteranos (ion: 217,
259, Fig. 43 y 46). Esto es concordante con los bajos campos de materia mineral y
cenizas, puesto que los diasteranos son generados durante la diagénesis por catálisis
de arcillas, siendo importantes en secuencias clásticas (Peters y Moldowan, 1993).
Fig. 43. Distribución de esteranos (ion 217) para los cuatro litotipos de los mantos 155,
75 y 45 del Cerrejón.
62
La abundancia de gamacerano en todas las muestras (ion: 191, Fig. 44), junto con
las relaciónes Gamacerano/C-30Hopano entre (0.24-0.39) (Anexo, 5) indica
condiciones de alta salinidad. Gamacerano, fue primero identificado en el bitumen del
Shale de Green River y frecuentemente presentado en la literatura como indicador de
ambientes marinos y no marinos de muy alta salinidad (hipersalinos) (Peter y
Moldowan, 1993). Para estos carbones, se piensa que el gamacerano se origina de
bacterias fototroficas que son generalmente abundantes en columnas de agua
estratificadas y posiblemente salinas (Peters y Moldowan, 1993)
Estos
carbones
presentan
también
bajas
relaciones
de
terpanos
triciclicos/pentaciclicos (0.04- 0.08), altos valores de C-27 Tm hopanos, con
anomalamente bajos Ts/Tm (0.02-0.04) y valores de Hopanos C-35/C-34 variando entre
(0.438-1.162) (Anexo 5).
Fig. 44. Distribución de hopanos (ion 191) para los cuatro litotipos de los mantos 155,
75 y 45 del Cerrejón.
63
Características de estos carbones tales como muy bajos valores de Ts/Tm,
ambientes de agua salina (influencia marina), flora dominante de gimnospermas y alto
influjo bacterial, se han reportado en carbones productores gas y aceite en cuencas de
Nueva Zelanda y Australia (Curry et al., 1994; Killops et al., 1997).
La madurez térmica del bitumen de los litotipos de los distintos mantos de carbón,
puede entenderse usando parametros conocidos tales como esteranos y hopanos.
Durante la diagénesis y catagénesis los esteranos y terpanos sufren un conjunto de
cambios en sus configuraciones via reducción, reorganización e isomerización,
resultando una serie de nuevos componentes (Huang et al., 1990). Las madurez del
bitumen, basados en la relación 22S/22S+22R para el C-31 17α(H) homohopanos
incrementa del manto 155 a 45 entre (0.42 a 0.6) lo cual indica que estos carbones
están en el umbral de generación de aceite. La madurez del bitumen de los mantos 75 y
45 (22S/22S+22R de 0.56 y 0.6 respectivamente) evidencia que los carbones son una
importante roca fuente.
Fig. 45. Distribución de triterpanos (ion 218) para los cuatro litotipos de los mantos 155,
75, y 45 del Cerrejón.
64
Comparaciones con aceites y condensados en cuecas de Nueva Zelanda y China,
los cuales son generados por carbones, muestran una madurez según 22S/22S+22R
entre (0.5 a 0.6) (Killops et al., 1997, Sun et al., 2000).
Otro parámetro de madurez es la relación de C-29 esterano 20S/20(S+R). Huang et
al., (1990) establece unos rangos de isomerización de C-29 esteranos. Relaciones
entre 0.2- 0.25 son miradas como la unión entre aceites inmaduros y de baja madurez,
y valores entre 0.3- 0.4 como la unión entre aceites de baja madurez y aceites maduros.
Estas mustras del Cerrejón varían según 20S/20(S+R) entre ~ 0.117- 0.339, indicando
que están en la unión entre aceites de baja madurez y maduros, y que no han
alcanzado el valor de equilibrio térmico de ~0.55 (Peters y Moldowan, 1993). Las bajas
relaciones de isomerización para estos extractos, indican relativamente bajos niveles de
“estrés” térmico. Sin embargo, se conoce bien la extensiva cantidad de aceites (en
China, Nueva Zelanda, Australia, Canadá, Colombia, Venezuela y otros) que según
este índice son catalogados como “inmaduros”.
Fig. 46. Distribución de diasteranos (ion 259) para los cuatro litotipos de los mantos
155, 75, y 45 del Cerrejón.
65
Recientemente, Bernardo y Rangel, (2005) aluden que la cantidad de hidrocarburos
producidos en la cuenca del Putumayo y VSM no corresponde con la madurez de las
rocas fuentes. Datos geoquímicos de crudos de la cuenca del Putumayo presentados
por Sarmiento y Rangel, (2004) evidencian que la madurez de los aceites según C29
esteranos-20S/20(S+R) varían entre (0.26 a 0.39), indicando que estos aceites se
generaron a bajos niveles térmicos.
Aunque el Ts/(Ts+Tm) se ha usado exitosamente como indicador de madurez
térmica para aceites y rocas fuentes (Seifert y Moldowan, 1986), se ha mostrado que
este parámetro es influenciado fuertemente por la fuente y el ambiente depositacional
de la materia orgánica (Peters y Moldowan, 1993). Para estos carbones la relación
Ts/(Ts+Tm) es muy baja, y está significativamente más ligada a la facies orgánica que a
la madurez térmica (anexo 5).
En general, los datos geoquímicos muestran que estos carbones son dominados por
flora de gimnospermas (muy baja cantidad de oleanano) con importante aporte
microbial (Cantidad de Hopanos en C25 a C35) y depositados en ambientes salinos con
influencia marina (abundancia de gamacerano). Las relaciones de madurez de terpanos
22S/22(S+R) y esteranos 20S/20(S+R) indican que los aceites de los extratos de
bitumen de los carbones del Cerrejón han alcanzado la madurez.
4.7 Análisis digital de imágenes en microscopía de fluorescencia
4.7.1 Calibración y estabilidad del sistema de captura
Los datos de las dieciocho imágenes tomadas durante un tiempo de tres horas cada
diez minutos sin cambiar las condiciones de iluminación del sistema, muestran que la
intensidade rojo, verde y azul (RGB) del uranil no varían y permanecen estables con el
tiempo (Fig. 47). Los cuatro datos que poseen una ligera variación de la intensidad en
los canales RGB, se explican por un cambio en el enfoque de la imagen fluorescente
del uranil.
La variación de las intensidades RGB a medida que se aumenta el tiempo de
exposición, muestra que el rango de detección de la cámara CCD es alto y con
capacidad de medir los niveles de intensidades de los componentes de material
orgánico. Las mediciones de intensidad (RGB) de diferentes tipos de componentes
orgánicos en las palinofacies muestran las variaciones en las propiedades fluorescentes
y sugieren un tiempo de exposición óptimo de dos segundos (Fig. 48).
66
Fig. 47. Intensidad de la fluorescencia del uranil descompuestos en los tres canales
(Rojo, verde y azul) durante un tiempo de 3 horas.
Fig. 48. Cambio de los canales rojo, verde y azul con la variación en el tiempo de
exposición del uranil, grano de polen, resina, y cutícula en las palinofacies del carbón.
67
4.7.2 Medición del la Intensidad de la fluorescencia en las palinofacies.
Diferentes índices de fluorescencia se han publicado en la literatura para medir la
intensidad de fluorescencia global de las palinofacies (Taylor et al., 1998; Tyson, 2006).
Aunque estos índices han mostrado eficacia en la correlación con parámetros
geoquímicas, son altamente cualitativos, manuales y dependientes del analista. Con los
avances en los sistemas de microscopia asistida por computador es ahora posible
medir semiautomática y automáticamente la información de fluorescencia contenida en
una imagen (Yule et al., 1998; Arango et al., 2003, 2004, Restrepo et al., 2005). En este
estudio se mide el índice de color de fluorescencia basados en en la relación verde/rojo
(G/R), propuesto por Arango et al., (2004) y se mide la intensidad fluorescente basados
en datos cuantitativos de intensidades del canal rojo en el formato RGB. Todo esto con
el fin de evaluar la fluorescencia global de las palinofacies y compararlos con su
respectivo índice de hidrógeno.
El procedimiento general de la medición de la intensidad y el color de fluorescencia
consistió en la captura de la imagen y la evaluación de estabilidad del sistema de
fluorescencia. Luego se hizo una segmentación por histograma de intensidades de
manera semiautomática, y la medición del color RGB de la parte segmentada
fluorescente de la imagen (Fig. 49). La medición de intensidades de colores RGB de la
imagen, resulta del promediar las intensidades de cada pixel de la imagen. De esta
manera el índice de color fluorescente y el índece de intensidad fluorescente
corresponden a:
Índice de color fluorescente: Intensidad Verde/Intensidad Rojo (G/R)
Índice de intensidad fluorescente: Intensidad del rojo (R)
Fig. 49. Procedimiento general de medición de intensidad y color de fluorescencia.
68
Los valores del índice de color fluorescente de la materia orgánica (G/R) muestran
que cuando esta relación es mayor o cercana a uno el color de fluorescencia es
verdoso, y cuando la relación decrece por debajo de uno, el color de fluorescencia
tiende a ser naranja (Fig. 50).
Fig. 50. Valores del índice de color fluorescente de la materia orgánica.
La variación del índice G/R con el tiempo de exposición se midió en el uranil, resina,
grano de polen y cutícula (Fig. 51). Esto indica que el uranil posee una fluorescencia de
color verdoso, y que la resina, seguida del grano de polen y cutícula respectivamente
muestra un decrecimiento en el índice de color de fluorescencia con respecto al uranil
(Fig. 51, Anexo 6).
La variación de este índice de íntensidad y color de fluorescencia bajo condiciones
estandarizadas representa cambios en la fluorescencia de la materia orgánica. La
intensidad de fluorescencia de las palinofacies de los litotipos vitreno, clareno brillante y
clareno opaco revelan que la intensidad de fluorescencia es mayor en el clareno opaco,
seguida de clareno brillante y vitreno respectivamente (Fig. 52). Estos datos son
consistentes con la petrografia y geoquímica, mostrando positivas relaciones entre el
índice de hidrogeno e intensidad de fluorescencia. El índice G/R indica que el promedio
de color de fluorescencia de la materia orgánica en las palinofacies del vitreno, clareno
brillante y opaco, varía entre amarillo pardo a naranja (Fig. 52).
69
Fig. 51. Cambio del índice G/R con la variación en el tiempo de exposición del uranil,
resina, grano de polen y cutícula en las palinofacies del carbón.
Fig. 52. Correlación entre el IH y la intensidad fluorescente y el color de fluorescencia
en las palinofcies de los litotipos vitreno, clareno brillante y clareno opaco del manto
155.
70
El índice de color y de intensidad fluorescente realizado en este estudio, es otro
parámetro adicional que indica el potencial de hidrocarburos global del material
orgánico en los carbones del Cerrejón. Además la metodología provista para medir la
intensidad de fluorescencia global de la materia orgánica, posee ventajas sobre
métodos convencionales, ya que su implementación no requiere sofisticados
instrumentos y son relativamente baratos y rápidos. La determinación de la intensidad
de fluorescencia bajo las características visuales (Tyson, 2006) es claramente subjetivo
y se restringe a una escala de números enteros menor de diez, limitando su exactitud y
resolución.
4.8 Discusión petrológica y geoquímica de los mantos de carbón analizados.
Una comparación de la variación de algunos parámetros fisicoquímicos,
petrográficos y palinofacies en los litotipos de los distintos mantos, son mostrados en
las figuras 53, 54, 55 y 56. Algunas similitudes importantes se notaron en los cuatro
mantos cuando se correlacionaron los datos entre litotipos del mismo estrato de carbón.
Macroscópicamente estos carbones pueden ser caracterizados por la alternancia de
bandas brillantes a opacas, mostrando cambios progresivos (‘ciclos’) de litotipos
brillantes a opacos dentro de los mantos de carbón. Estos cambios de litotipos
representan cambios de flora, nivel freático y tasa subsidencia en la turba precursora
del carbón (Mastalerz y Wilks, 1992; Mastalerz et al., 2000). Los litotipos predominates
son clareno, clareno brillante, clareno opaco y vitreno respectivamente. En el rango de
litotipos vitreno a clareno opaco se muestra un progresivo incremento de inertinitas a
expensas de vitrinita.
En petrografía los grupos macerales más abundantes son vitrinita, inertinita y liptinita
respectivamente. El litotipo vitreno es rico en vitrinita (>90%) con la colotelinita como
maceral dominante. En el vitreno, las palinofacies se observan principalmente como
tejidos claros y delgados con estructuras bien preservadas. De acuerdo con la alta
preservación de los tejidos durante la etapa de turba y diagenesis, se sugiere que los
carbones brillantes (ricos en vitreno) son el producto de la carbonificación de tejidos de
plantas (principalmente troncos leñosos) que han tenido escasa influencia microbial.
En el vitreno, los hidrocarburos generados (pico S1 y S2) y la relación de materias
volátiles/humedad [MV(lac)/Hu] son generalmente más bajas que en los otros litotipos
del mismo manto. Esto puede indicar que este tipo de materia orgánica tiene un menor
potencial (comparado con los otros litotipos) para generar hidrocarburos durante el
enterramiento. La petrografia de los litotipos clarenos (clareno brillante a opaco)
muestra un incremento en colodetrinitas e inertinitas con respecto al vitreno. En
palinfacies se observa un incremento en el contenido de materia orgánica amorfa,
tejidos degradados, fitoclastos opacos y semiopacos. De acuerdo a esto, se sugiere
que la actividad microbial está conectada fuertemente con el origen de estos litotipos.
Contrario al vitreno, estos litotipos han generado mayor cantidad de hidrocarburos (pico
S1) y tienden a mostrar mayores picos de S2 y [MV(lac)/Hu] (Fig. 53- 56).
71
Fig. 53. Correlación de datos petrográficos, palinofacies y fisicoquímicos en los litotipos del manto 155. La línea marca los
‘ciclos’ de litotipos brillantes a opacos.
72
Fig. 54. Correlación de datos petrográficos, palinofacies y fisicoquímicos en los litotipos del manto 110. La línea marca los
‘ciclos’ de litotipos brillantes a opacos.
73
Fig. 55. Correlación de datos petrográficos, palinofacies y fisicoquímicos en los litotipos del manto 75. La línea marca los
‘ciclos’ de litotipos brillantes a opacos.
74
Fig. 56. Correlación de datos petrográficos, palinofacies y fisicoquímicos en los litotipos del manto 45. La línea marca los
‘ciclos’ de litotipos brillantes a opacos.
75
Claras relaciones se muestran entre el contenido de MOA y la cantidad de
hidrocarburos libres (pico S1). De esta manera, se ratifica que la dinámica microbial es
un importante contribuidor a la acumulación de lípidos y gases durante la etapa de turba
y diagénesis temprana de la materia orgánica del carbón. Además se muestran
notables relaciones entre los componentes degradados (colodetrititas y material amorfo)
con las inertinitas y fitoclastos opacos en los litotipos clarenos. Distintos litotipos poseen
diferencias en el tipo de vitrinita, indicando que la vitrinita varía ampliamente en
composición y como material para generar hidrocarburos. Al igual que otros estudios de
la literatura (Thompson et al., 1985; Killops et al., 1994; Petersen et al., 1998), aquí se
sugiere que el maceral colodetrinitico y la MOA son claves en la generación de
hidrocarburos del carbón.
Gran cantidad de vitrinitas se muestran parcialmente micrinizadas y con poros
pequeños que se observan en luz reflejada blanca como puntos de colores debido a
fenómenos de difracción (Fig. 57 A, B). En luz transmitida (palinofacies), este tipo de
porosidad se evidencia únicamente en los fitoclastos semiopacos y opacos,
evidenciando que este tipo de vitrinitas esta ligada solamente a esta clase de tejidos
transformados (57 C, D). Observaciones en SEM de la materia orgánica revelan que
estos poros varían grandemente en forma, con tamaños inferiores a 4 µm de diámetro y
asociado con retículas de apariencia fluida. La mayoría de estos poros se encuentra
rellenos de una sustancia de apariencia ‘gelatinosa-fluida’ y otros parecen estar vacíos
(Fig. 58). En estos carbones la micrinita está ligada con este tipo de llenado de poros,
encontrándose transiciones entre poros y micrinita en diversas vitrinitas. Este tipo de
relaciones han sido sugeridas por Shibaoka (1983) y Glikson y Fielding (1991) para
algunos carbones australianos. La micrinita en estos carbones ocurre en bandas
lenticulares y en cuerpos resinosos de vitrinita. De acuerdo a las evidencias se sugiere
que el precursor de las micrinitas son las sustancias ‘gelatinosas’ o fluidas (material
soluble) que rellena las cavidades de los poros, y que con el aumento de la temperatura
deja estos residuos de alta reflectancia como producto del escape de soluciones
gaseosas.
La porosidad del material orgánico en estos carbones se asocia a las estructuras
porosas de los distintos tipos de tejidos originales (traqueas), como también parece
originarse durante la diagenesis debido a la fluidez y plasticidad de la MO por la
interacción de sustancias lípidas y el material polimérico (insoluble). Esta porosidad no
debe entenderse por espacios vacíos totalmente, puesto que las imágenes en SEM
muestran su asociación con sustancias ‘fluidas’, mostrando más bien un proceso
‘semejante a derretimiento’ donde se generan formas reticulares y porosidad irregular.
Otros macerales inertiniticos, aparte de la micrinita también estarían ligados con el
proceso de generación de soluciones gaseosas. Imágenes observadas en SEM
muestran una relación entre semifusinitas y este tipo de poros (Fig 59 B). Es
consistente pensar que estas sustancias líquidas pueden interactuar mayormente en el
carbón y mediante el mismo mecanismo, pueden generar otros tipos de inertinitas como
semifusinitas, fusinitas, inertodetrinitas, macrinitas y secretinitas. Evidencias de este
proceso se observan en las palinofacies y en petrografia, donde hay una estrecha
relación entre el material degradado microbialmente y el contenido de inertinitas.
76
Micrinita
Poros
Poros
Micrinita
10µm
Poros
C
10µm B
A
5µm
Poros
5µm
D
Fig. 57. Imágenes de materia orgánica en luz reflejada y transmitida. (A y B) Poros de
colores en vitrinitas y su asociación con micrinitas, observadas en luz reflejada. (C y D)
Poros en ‘fitoclastos’ interpretados a ser originados por fluidez del material original.
Fig. 58. Poros observados en SEM en pulidos de carbón. Note que algunos están
rellenos.
77
Fig. 59. Imágenes en SEM, luz reflejada (LR) y transmitida (LT) de carbones. (A) Poros
de diversos tamaños y formas asociados con retículas (SEM). (B) Poros asociados con
semifusinita (SEM). (C) Formas reticulares formadas de materia orgánica amorfa y rica
en lipidos (LT). (D) Semifusinitas en pulidos de carbón (LR).
La materia orgánica que ha sido enriquecida en lípidos y gases producto de la
actividad microbial, es susceptible al hinchamiento y fluidez durante el enterramiento a
moderadas presiones y temperaturas mientras se da la liberación de gases y
posiblemente líquido, quedando el residuo inertinitico (rico en carbono). Esto se
sustenta por la fuerte asociación de material degradado y materia orgánica amorfa
(MOA) junto a componentes inertiniticos (59 D). Además en luz transmitida puede
observarse como la MOA y el material degradado produce formas reticulares de color
oscuro demostrando la generación de inertinitas por la interacción de sustancias ricas
en lípidos y material ‘insoluble’ (Fig. 59 C). Este mecanismo puede observarse también
en la Figura 60, dode se observan la relación de componentes gelificados por la
interacción con el bitumen. La Formación de inertinitas podría ser análogo a la
formación del coke industrial pero en condiciones geológicas ocurre a más bajas
temperaturas. Experimentos de calentamiento a 80°C del bitumen sólido que fue
extraído de los carbones, mostraron que a estas temperaturas se produce el
78
hinchamiento y porosidad semejantes a las inertinitas. Esto indica que materiales que
han sido hidrogenados por actividad microbial, pueden dejar residuos inertiniticos bajo
moderadas temperaturas.
Fig. 60. Relación entre la materia orgánica amorfa (MOA) y componentes oscuros,
también llamados fitoclastos opacos.
79
En general, las mezclas de componentes orgánicos presentes en estos carbones,
muestran típicos invariantes que se evidencian en otros carbones (independientemente
de la edad) que han sido sugeridos como rocas fuentes de aceite y gas (e.g. Australia,
Nueva Zelanda, Venezuela, Indonesia, Mar del Norte, USA, Austria, Canadá, Rusia y
Colombia). Algunos datos reportados en la literatura donde el autor observa posibles
relaciones genéticas entre hidrocarburos (gas, aceite y condensados) y macerales
inertiniticos (bajo el concepto anterior) son listados debajo:
(1) Smyth, (1983) estudiando las rocas fuentes de las cuencas Cooper-Eromanga,
Australia, plantea que las inertinitas en los shales terrestres aportan en la
generación de de hidrocarburos de estas cuencas. Esto con base en un balance
de masas entre las reservas de hidrocarburos y la cantidad de materia orgánica
en las rocas. A la luz de las evidencias e interpretaciones sugeridas en esta
tesis, las inertinitas de esta cuenca serían más bien el producto de la generación
de hidrocarburos y no vistas a ser un material ‘primario’ con algún potencial de
generación.
(2) Hendrix et al., (1995) sugieren que los carbones del Jurasico Medio en las
cuencas de Tarim, Junggar y Turpan, China, son rocas fuentes de petróleo. Los
datos de petrografía orgánica muestran hasta un 63% de inertinitas.
(3) Petersen y Brekke, (2001) reporta que los carbones del Jurasico Medio en el Mar
del Norte-Noruega son una roca fuente de condensados y aceites. Estos datos
muestran que estos carbones tienen un alto contenido de inertinitas (hasta un
54.6 Vol%) y podrían ser un indicativo de la expulsión de HCs.
(4) Davies et al., (2004) evalúa los sistemas petrolíferos de secuencias carboníferas
del Paleógeno y Neógeno de Indonesia, y revela que las secuencias Neógenas
contienen mayor contenido de inertinitas y poseen igual o mayor cantidad de
hidrocarburos que las secuencias Paleógenas ricas en liptinitas.
(5) Sachsenhofer et al., (2006) encuentran relaciones geoquímicas de carbones y
shales ricos en inertinitas con hidrocarburos gaseosos y condensados de la
Formación Gresten, Austria.
(6) Otras secuencias de carbones que tienen importantes cantidades de inertinitas y
que se han citado como rocas fuentes de petróleo son: carbones de la
Formación Umir, Colombia (Blandón y Giraldo, 1989); carbones de la Formación
Almond, cuenca Greater Green River, USA (García-González, 1997); carbones
de las Formaciones Marcelina y Cuervos en la cuenca de Maracaibo, Venezuela
(Canónico et al., 2004).
Análisis petrográficos en luz reflejada de muestras de carbón extraídas revelan un
ligero incremento en porosidad evidenciado por un aumento en la cantidad de puntos
de colores (fenómeno de difracción) y puntos oscuros, sugiriendo que las sustancias de
80
apariencia gelatinosa que rellenan estos poros, son componentes solubles en solventes
orgánicos (Fig. 61). La microscopia de fluorescencia de las muestras extraídas revela
un decrecimiento en la intensidad de fluorescencia de las vitrinitas.
Poros
Poros
10 µm
Fig. 61. Micrografías de vitrinitas mostrando la porosidad después de la extracción de
bitumen.
Imágenes en petrografía de luz reflejada del bitumen sólido muestran que este
material es de color gris con ligera menor reflectancia que la vitrinita, y que al
solidificarse forma retículas porosas y poros de diversos tamaños. (Fig. 62). La
fluorescencia mayor de los poros resulta de la mezcla bitumen y la resina de
preparación del pulido.
Gran parte de este bitumen se camufla en las vitrinitas, y en el carbón puede
concentrarse de manera significativa (hasta un 7.5% en estos carbones). Este bitumen
que ha sido generado por enriquecimiento de lípidos, se vueve fluido a moderadas
temperaturas y presiones. Este proceso de carbonificación deja residuos polimerizados
(inertinitas) mientras se da la liberación de hidrocarburos. Desde que las exsudatinitas
son esencialmente un residuo de la polimerización de aceites (bitumen solido) (Stout,
1994), junto con la relación entre exsudatinitas e inertinitas vista en toda la literatura, es
factible pensar (según evidencias de este estudio) que ambos son residuos de la
polimerización del bitumen sólido. Estas interpretaciones son consistentes con datos
reportados por Blandón et al., (2005, 2006), para carbones de la Formación Amagá, en
donde se muestra que las inertinitas que se observan en luz reflejada, no son vistas en
las palinofacies, indicando que son solubles en las preparaciones de palinofacies.
De los datos petrográficos resulta clara la relación entre el S1 y la cantidad de
material amorfo, sugiriendo que la materia orgánica amorfa y materiales enriquecidos
en lípidos por acción microbial, generan altas cantidades de componentes solubles de
apariencia resinosa, que luego con el aumento en el rango, producen una diversidad de
formas inertiniticas. De aquí que algunas inertinitas en los carbones (y se puede
81
extender a otras rocas fuentes) podrían ser el reflejo de un proceso que revela la
expulsión de hidrocarburos en forma natural del carbón y puedan ser tratados como
marcadores petrológicos guías para la exploración.
20 µm
20 µm
Fig. 62. Micrografías de bitumen sólido de las muestras extraídas del Cerrejón en luz
reflejada blanca y fluorescente.
82
Relaciones de forma entre inertinitas y un componente ‘desconocido’ de color rojizo
de apariencia resinosa en luz reflejada blanca, se evidencian en la figura 63. Este
componente presenta bordes redondeados y forma alargada con un relieve más alto
que los macerales asociados y con los bordes más oscuros que en el resto del cuerpo.
El espécimen posee vesículas de diferentes formas y visto con luz azul en microscopia
de fluorescencia se evidencia un anómalo color rojo claro asociado con una matriz
bituminitica o material amorfo (Fig. 64). Este componente es soluble en la mezcla
benceno/metanol, sugiriendo que hacen parte de la materia orgánica soluble (bitumen)
del carbón y un posible precursor de los macerales inertiniticos en rocas sedimentarias.
Fig. 63. Comparación morfológica entre inertinitas y espécimen rojizo. Note los bordes
(bord) que se diferencian del núcleo del cuerpo, su alto relieve que sobresale sobre los
macerales asociados, sus vesículas (ves), sus ramificaciones (ram) redondeadas.
A
D
B
C
E
F
10 µm
Fig. 64. Macerales en luz blanca y fluorescente. (A, B, D y E) Espécimen de color rojizo
visto en luz blanca con inmersión en aceite, se encuentra junto a colodetrinita e
inertinitas. (C, F) Espécimen visto en luz azul fluorescente asociado a bituminita.
83
Los carbones analizados en este estudio son petrológica y geoquímicamente
semejantes a los carbones de la Formación Marcelina (Maracaibo) y se clasifican como
bituminosos altos en volátiles. Los valores de reflectancia de la vitrinita (Rr = 0.45% –
0.65%), rango Suggate (Sr = 8.4-11.2 ~ 9.9) (Fig. 65), temperatura máxima (Tmax =
426- 436 °C) (Fig. 67) en pirólisis Rock-Eval y los parámetros C29-esterano
20S/20(S+R) (0.117- 0.339) y hopanos 22S/22(S+R) (0.42- 0.6) (Fig. 66) de los
extractos de bitumen, sugieren que estos carbones están en la ‘ventana de aceite’.
Correlación de la madurez del bitumen extraído de los carbones, junto con
parámetros ópticos de reflectancia de la vitrinita %Rr, revelan un significativo
incremento de madurez del manto 155 al manto 45 (Fig. 66), indicando que estos
carbones ya han alcanzado el umbral de generación de aceite.
Para estos carbones el comienzo de la ventana de aceite inicia aproximadamente a
Rr ~ 0.45%. Sin embargo el comienzo de la ventana de aceite puede variar
significativamente para diferentes series de carbones (Petersen, 2002). Es bien
conocido que diferentes tipos de kerógeno generan hidrocarburos líquidos y gaseosos
en diferente orden y magnitud bajo un mismo régimen térmico. En general,
comúnmente se reconoce para diversas rocas fuentes una ‘ventana de aceite’ de Rr ~
0.5% a 1.3% (Hunt, 1996).
Los resultados de los diferentes parámetros del rango (Rr, Sr, Tmax, esteranos
S/S+R, terpanos S/S+R) son concordantes con los cambios fisicoquímicos y
petrográficos de los distintos carbones (Fig. 68 y 69). Además estos cambios son
comparables y semejantes a los datos publicados por Sykes y Snowdon, (2002), para
carbones generadores de aceite y gas de Nueva Zelanda. Sykes y Snowdon, (2002),
establecen umbrales de generación de hidrocarburos líquidos a unos rangos (Sr ~ 9-10,
Rr ~ 0.55- 0.6%, Tmax ~ 420- 430 °C) y umbrales de expulsión a (Sr ~ 11-12.5, Rr ~
0.6- 0.85%, Tmax ~ 430- 440°C).
Los carbones de la Formación Cerrejón son buenas rocas fuentes de aceite y gas
como lo indica los índices de hidrógeno (IH) entre 161 – 415 mg HC/gTOC ~ 245 mg
HC/gTOC (Fig. 67) y los índices de bitumen (S1/TOC) entre 3.6 – 17.7 mg HC/g COT ~
9 mg HC/g COT (Fig. 70).
Un incremento en el índice de calidad y de hidrógeno (Fig. 69 y 70) es una
característica bien conocida de las secuencias carboníferas cuando aumenta la
madurez de la materia orgánica terrestre (Durand y Paratte, 1983; Sykes y Snowdon,
2002). Durand y Paratte, (1983) atribuyen este incremento en IH a una decarboxilación,
aumentando relativamente el hidrógeno frente al carbono. Sin embargo diferentes
análisis elementales H/C contradicen esta hipótesis de incremento de hidrógeno con
respecto a carbono. Killops et al., 1998, realiza un buen debate sobre las diferentes
hipótesis de aumento en el IH y sugiere un re-ordenamiento estructural de la materia
orgánica durante la diagénesis y catagénesis. Esto es consistente con lo observado en
este estudio, donde se muestra un incremento en índice de calidad (QI), (IH) y Bitumen
(IB) con el aumento del rango (Fig. 69, 70 y 71 respectivamente). El pico QI, marca el
umbral de expulsión de aceite en forma natural en los carbones de Nueva Zelanda
84
(Sykes y Snowdon, 2002) y también parece ser semejante para los carbones del
Cerrejón.
Fig. 65. Rango Suggate (Sr) de los litotipos de los mantos de carbón 155, 110, 75 y 45.
Fig. 66. Correlación de %Rr de los carbones y los parámetros de madurez de esteranos
y terpanos del bitumen extraído.
85
Fig. 67. Gráfico de Temperatura máxima contra el índice de hidrógeno en los litotipos
de los mantos 155, 110, 75 y 45.
Fig. 68. Humedad contra Índice de materias volátiles (lac)/humedad – [MV(lac)/Hu]-.
Note el aumento del índice [MV(lac)/Hu] a medida que se incrementa el rango.
86
Fig. 69. Rango Suggate (Sr) contra Índice de calidad (QI) en los litotipos de los mantos
155, 110, 75 y 45. Note que el índice QI aumenta cuando incrementa en el rango.
Después de Sykes y Snowdon, (2002).
Fig. 70. Temperatura máxima (ºC) contra índice de hidrógeno (IH) en los litotipos de los
mantos 155, 110, 75 y 45. Después de Sykes y Snowdon, (2002).
87
Fig. 71. Temperatura máxima contra índice de bitumen (IB: S1* 100/COT) en los
litotipos de los mantos 155, 110, 75 y 45. Después de Sykes y Snowdon, 2002.
88
5. CONCLUSIONES Y PERSPECTIVAS
Este estudio evalúo las características petrológicas y geoquímicas de los niveles de
litotipos de los mantos de carbón 45, 75, 110 y 155 de la mina el Cerrejón para
entender su rol como roca fuente de hidrocarburos en la cuenca Cesar-Ranchería. Los
datos totales sugieren las siguientes conclusiones:
- Macroscópicamente estos carbones pueden ser caracterizados por la asociación de
bandas brillantes y opacas (litotipos), mostrando generalmente ‘ciclos’ con un
incremento de clareno y clareno opaco hacia el techo (secuencias ‘dull upward’) a
expensas de vitreno y clareno brillante. Estas bandas presentan diferencias en la
petrografia, palinofacies y geoquímica dentro de mantos de carbón, evidenciando que
los litotipos clareno y clareno opaco están relacionados con un aumento en las
colodetrinitas, inertinitas, MOA, fitoclastos oscuros, índice de bitumen, índice de
hidrogeno e índice de intensidad fluorescente con respecto a los litotipos vitreno y
clareno brillante.
- Los valores de madurez de los carbones se incrementan entre el manto 155 a 45 (Rr~
0.45-0.65%, Sr~ 8.4-11.2, Tmax~ 426- 436 °C) y se correlaciona con la ‘madurez’ de
los extractos del carbón, variando según C-29 esteranos 20S/20(S+R) ~ (0.117- 0.339),
y terpanos 22S/22(S+R)~ (0.42- 0.6) todos ellos sugiriendo que están en la ‘ventana de
aceite’.
-Características tales como colodetrinita y bituminita (petrografía) junto con material
amorfo y degradado (palinofacies) indican actividad microbial y enriquecimiento de
lípidos durante la acumulación de la turba precursora de los carbones de la Formación
Cerrejón. Estos componenetes hidrogenados naturalmente y de apariencia granular a
grumosa se muestran en estrecha relación con componenetes inertiniticos de diferentes
formas y con fitocostos opacos y semiopacos.
- El estudio petrográfico y palinofacies de los carbones revelan una clara relación entre
llenado de bitumen en ‘poros’ de ‘vitrinitas’ y micrinitas, evidenciando que el bitumen es
el precursor de los macerales micriniticos. En adición este mismo bitumen generado de
la MOA y bitumen-ligado a material insoluble es el precursor de semifusinitas, fusinitas,
secretinitas, inertodetrinitas y macrinitas, como se evidencia de su asociación con MOA
y relación de formas con el bitumen sólido.
-El proceso de ‘gelificación’ o fluidización en la materia orgánica está relacionado con la
generación de bitumen. De esta manera los fitoclastos gelificados ocurren por una
interacción con sustancias fluidas, dejando poros y convirtiéndose a un color oscuro.
Contrario a esto, las vitrinitas que provienen de una facies rica en vitreno, con
abundancia de tejidos claros-translucidos, posee afinidad con troncos leñosos y no
muestran indicios de actividad microbial ni fluidización.
89
-La cantidad de bitumen extraído de estos carbones con benceno/metanol, alcanzan
hasta un 7.5% en peso, de la materia orgánica, indicando que todavía hay suficiente
cantidad de material soluble en el carbón. Además la proporción de hidrocarburos en el
bitumen (49.37% - 62.81%) sugieren que estos bitumenes son aptos para generar
hidrocarburos.
- Características geoquímicos muestran que estos carbones son dominados por flora de
gimnospermas (muy baja cantidad de oleanano) con importante aporte microbial
(Cantidad de Hopanos en C25 a C35) y depositados en ambientes salinos con
influencia marina (abundancia de gamacerano), los cuales son consistentes con datos
petrográficos, que sugieren que estos carbones fueron depositados en ambientes
parálicos con una importante cantidad de materia orgánica amorfa producto de la
actividad microbial.
-El índice de íntensidad y de color fluorescente medido en los litotipos del carbón con
análisis de imagen, muestra positivas relaciones con el contenido de hidrogeno, y
aportan otros datos para la caracteriazación de la materia orgánica. Además la
metodología utilizada provee buenos resultados, sugiriendo que el análisis de imagen
es de gran utilidad en la microscopia de la materia orgánica.
-En general, los carbones pueden considerarse una roca fuente de gas y aceite en la
cuenca Cesar-Ranchería. Esto se sustenta por las características petrográficas y
químicas que muestran que estos carbones han generado y tienen potencial para
generar hidrocarburos en etapas de madurez más avanzadas. Gran parte de estos
carbones están en la superficie o muy cerca, debido al levantamiento tectónico. Sin
embargo en zonas donde los carbones estén enterrados serían claves objetivos para
explorar gas y líquidos generados de carbones. Basados en el perfil estructural de
Kellogg, 1984, donde se muestran que las rocas Paleocenas y Cretáceas están
suficientemente enterradas por debajo del subthrust del Perijá, es posible inferir que la
parte oriental de la cuenca presenta desde este punto de vista buenas perspectivas de
exploración de hidrocarburos.
-Finalmente, basados en el total de evidencias petrológicas y geoquímicas en estos
carbones, junto con datos publicados en la literatura de secuencias generadoras de
hidrocarburos, aquí se sugiere que algunas inertinitas pueden ser explicadas por el
hinchamiento y fluidez de la interacción bitumen-kerogeno, mientras se da la liberación
de hidrocarburos en solución gaseosa durante el enterramiento de la materia orgánica
que ha sido enriquecida en lípidos. Adicionalmente estos componentes son propuestos
como marcadores petrológicos invariantes de la generación-expulsión de hidrocarburos
de la materia orgánica en algunos tipos de rocas fuentes.
5.1 Perspectivas
Aunque muchos de las ideas presentadas aquí son conflictivas con algunas teorías
actuales, me permití presentar evidencias que soportan viejos y nuevos conceptos que
pueden ser de gran interés para la exploración de hidrocarburos. Por esto a la luz del
90
trabajo, me permito observar algunos puntos de vista que quedan como hipótesis,
interrogantes y aplicación para futuros trabajos:
-La cantidad de campos de hidrocarburos asociados con carbones no son
correlacionables con la cantidad de carbones en las distintas partes del mundo. Sin
embargo, basados en estas evidencias, se sugiere que estas inconsistencias se deben
a tres posibles razones: (1) condiciones geológicas, (2) exploración y (3) error humano.
-El proceso de generación de inertinitas del material soluble (bitumen), todavía no está
totalmente claro. Aunque aquí se sugiere un escape de soluciones gaseosas por la
relación análoga al coke industrial y a los datos de la literatura de carbones
generadores de hidrocarburos, es visto que podrían actuar otros procesos tales como
oxidación a bajas temperaturas del bitumen generado. Por esta razón se necesita
conocer el tipo y proporción de hidrocarburos (gas, aceite, condensados) que son
producidos por estos procesos que dejan residuos inertiniticos.
-Una hipótesis de trabajo futuro, es que el proceso de generación inertinitas puede
inducir significativos cambios en la composición de ‘gas’ y ‘aceite’ a tal punto que
algunas señales y correlaciones geoquímicas puedan ser malinterpretadas.
- Bajo estas concepciones, la convencional ‘ventana de aceite’ no puede tomarse como
una ley, ya que rocas fuentes que supuestamente son inmaduras, pueden haber
generado importantes cantidades de hidrocarburos.
-En la cuenca Cesar-Ranchería se conoce bien la existencia de componentes
inertiníticos tanto en la zona sur como en la zona norte, y abre la posibilidad de explorar
hidrocarburos en toda la cuenca. Sin embargo, un ligero aumento de inertinitas en la
zona norte, puede indicar rutas de generación y migración de hidrocarburos. De esta
manera si la zona nororiental presenta rocas reservorio, sello y trampas, es factible
encontrar hidrocarburos en esta parte.
-Este tipo de análisis pueden presentar datos alentadores para investigar los carbones
de la Formaciones: Guaduas, Umir, Caballos, Cuervos, Guachinte, y demás carbones
colombianos para refinar y reducir los riesgos de exploración de hidrocarburos.
91
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102
PLANCHAS
Plancha 1: Macerales de los carbones del Cerrejón (Luz blanca).
Plancha 2: Macerales de los carbones del Cerrejón (Luz blanca).
Plancha 3: Macerales de los carbones del Cerrejón (Fluorescencia).
Plancha 4: Componentes de materia orgánica de las palinofacies del Cerrejón.
Plancha 5: Componentes de materia orgánica de las palinofacies del Cerrejón.
Plancha 6: Palinofacies del vitreno, clareno brillante, clareno y clareno opaco del
manto de carbón 155.
103
Plancha 1: Macerales de los carbones del Cerrejón (luz reflejada
blanca)
Las imágenes son descriptivas y no se hace referencia a ningún nivel de litotipos.
1. Colodetrinita asociado con liptodetrinita, inertodetrinita y micrinita.
2. Fusinita en colodetrinita.
3. ‘Colotelinita’ con poros.
4. Fusinita y secretinita.
5. Micrinita.
6. Semifusinita
104
Plancha 1
105
Plancha 2: Macerales de los carbones del Cerrejón (Luz reflejada
blaca)
Las imágenes son descriptivas y no se hace referencia a ningún nivel de litotipos.
1. Vitrinita resinosa, cutinita y colodetrinita.
2. Alginitas.
3 y 4. Exsudatinita en fracturas mezclada con carbonatos.
5. Semifusinita, colodetrinita, inertodetrinitas y liptodetrinitas.
6. Resinitas. Los puntos de colores son poros. Los puntos de colores ocurren por
fenomenos de difracción de la luz.
106
Plancha 2
107
Plancha 3: Macerales de los carbones del Cerrejón (luz U.V)
Las imágenes son descriptivas y no se hace referencia a ningún nivel de litotipos.
1. Resinitas.
2. Vitrinita bandeada: Colodetrinitas y liptodetrinitas con colotelinita.
3. Bituminita asociado con colodetrinitas.
4. Cutinita, con rastros de impregnación de sustancias fluidas.
5. Resinas, esporinitas, liptodetrinitas en fondo parcialmente fluorescente.
6. Liptodetrinitas, Cutinita y material degradado posiblemente también de
cutinitas.
108
Plancha 3
109
Plancha 4: Componentes de materia orgánica en las palinofacies
de los carbones del Cerrejón (Luz blanca y fluorescente).
Las imágenes son descriptivas y no se hace referencia a ningún nivel de
litotipos.
1. Cutícula en luz blanca transmitida.
2. Cutícula en fluorescencia
3. Tejido claro delgado (típico de vitrenos)
4. Tejido claro delgado en fluorescencia
5. Materia orgánica amorfa asociado con fitoclasto opaco.
6. Materia orgánica amorfa en fluorescencia.
110
Plancha 4
111
Plancha 5: Componentes de materia orgánica en las palinofacies de
los carbones del Cerrejón (Luz blanca y fluorescente).
1. Materia orgánica amorfa asociada con esporas de hongos.
2. Grano de polen, equinado-monocolpado: asociado al género Mauritiidites
(polen de palma)
3. Materia orgánica semiamorfa asociada con esporas de hongos (luz blanca)
4. La misma (3) pero en fluorescencia.
5. Tejido claro, típico de colotelinitas y facies de troncos leñosos (vitreno)
6. Materia orgánica amorfa asociada con ‘fitoclastos opacos’.
112
Plancha 5
113
Plancha 6: Palinofacies generales del vitreno, clareno brillante,
clareno y clareno opaco del manto 155.
1. Palinofacies del vitreno M-155.
2. Palinofacies del clareno brillante M-155.
3. Palinofacies del clareno M- 155.
4. Palinofacies del clareno opaco M- 155
114
Plancha 6
115
ANEXOS
Anexo 1: Tablas de análisis maceral, palinofacies, próximos completos y pirolisis
Rock-eval del los litotipos del manto (M)-155.
Anexo 2: Tablas de análisis maceral, palinofacies, próximos completos y pirolisis
Rock-eval del los litotipos del manto (M)-110.
Anexo 3: Tablas de análisis maceral, palinofacies, próximos completos y pirolisis
Rock-eval del los litotipos del manto (M)-75.
Anexo 4: Tablas de análisis maceral, palinofacies, próximos completos y pirolisis
Rock-eval del los litotipos del manto (M)- 45.
Anexo 5. Parámetros geoquímicos y biomarcadores del bitumen de los mantos de
carbón 155, 75 y 45.
Anexo 6: Datos de intensidades de fluorescencia en los canales rojo, verde y azul
(RGB) medidos con análisis de imagen.
Anexo 7: Publicaciones relacionadas a este trabajo
116
Anexo 1: Tablas de análisis maceral, palinofacies, próximos completos y pirolisis
Rock-eval del los litotipos del manto (M)-155.
Conteo de macerales en % Volumen del M-155
Pozo WRV-04752 Manto de carbón N° 155
Espesor
0- 1(m)
1-2.3 (m)
2.3-2.7 (m) 2.7-3.1 (m) 3.1-3.9 (m) 3.9-4.4 (m) 4.4-4.7(m)
Colotenita
31.1
30
56.8
58.6
35.7
51.4
71.8
Vitrodetrinita
Trazas
Trazas
Trazas
0.4
Colodetrinita
37.6
40.7
25.1
20.4
33.4
27
15.1
Corpogelinita
3.8
2.8
2.9
5.5
5.7
5.2
4.6
Gelinita
0.2
4.2
4.5
2.5
2.6
0.7
72.5
73.7
89
89
77.7
86.2
92.2
Vitrinita
Esporinita
1.3
0.7
1.5
1.7
1.9
4.2
3.5
Cutinita
1.4
0.9
2.7
2
0.4
2.4
0.9
Resinita
2.4
1.3
0.5
0.4
0.8
1.1
0.2
Alginita
Trazas
Trazas
0.2
0.2
0.2
Liptodetrinita
0.4
0.2
0.5
0.6
1.1
0.4
Bituminita
0.9
0.7
Trazas
Trazas
Exsudatinita
0.2
Trazas
0.4
Trazas
0.4
Suberinita
0.2
0.2
6.6
4
5.2
5.5
3.3
9.4
5
Liptinitas
Micrinita
0.8
0.3
0.6
Macrinita
1.4
Trazas
Trazas
0.2
Semifusinita
8.9
7.7
1.8
0.6
7.4
0.2
Fusinita
5.6
6
2.2
2.8
6.4
2
0.4
Funginita
0.4
0.9
0.2
0.4
0.6
0.4
0.4
Secretinita
Trazas
Trazas
Trazas
Inertodetrinita
3.6
6
1.1
0.6
3.2
0.2
0.2
19.9
21.4
5.6
4.4
18.4
2.8
1
Inertinitas
1
0.9
0.2
1.1
0.6
1.6
1.8
Minerales
Conteo de componentes de las palinofacies en % Volumen, M-155
Pozo WRV-04752 Manto de carbón N° 155
Espesor
0- 1 (m)
1- 2.3 (m) 2.3- 2.7 (m) 2.7- 3.1 (m) 3.1- 3.9 (m) 3.9- 4.4 (m) 4.4- 4.7(m)
Tejido claro
22
25
44.8
47
25
80
78
Tejido
20
25
20
17
4
5
5
translucido
M.O Amorfa
9
8
7
1
5
5
5
Esporomorf
3
2
2.9
5
1
2
3
os
Resinas
1
1
0.9
2
1
Algas
Trazas
Trazas
Trazas
Cuticulas
2
1
1.9
1
1
2
2
Fitoclastos
21
22
12.9
15
31
2
5
semiopacos
Fitoclastos
20
15
8.6
9
30
3
Opacos
Hongos
2
1
1
3
1
1
1
117
Datos de análisis próximos completos del M-155. (En base como se analizan)
Pozo WRV - Humedad Cenizas
04752
residual
(%)
Espesor (m)
(%)
0- 1
9.9
1
1- 2.3
9.7
1.1
2.3- 2.7
12.1
0.9
2.7- 3.1
11.3
1.4
3.1- 3.9
10.3
1.1
3.9- 4.4
11.2
2.3
4.4- 4.7
11.9
7.2
Materia
volátil
(M.V)%
37.7
36.2
36.5
36.6
34.4
36.7
33.9
Carbono
fijo %
Azufre
(%)
51.4
53
50.5
50.7
54.2
49.8
47
0.38
0.31
0.26
0.61
0.4
0.36
0.67
Poder
P.C
M.V
Calórifico (P.C) (lamms) (lamm
(cal/g)
Btu/lb
s)%
6707.07
13585
42.0
6699.18
13547
40.3
6497.3
13463
41.7
6561.44
13583
41.4
6593.24
13431
38.5
6523.29
13602
42.0
5955.63
13282
40.6
Pirolisis Rock-Eval de los litotipos del M-155.
Espesor
(m)
0 -1
1- 2.3
2.3- 2.7
2.7- 3.1
3.1- 3.9
3.9- 4.4
4.4- 4.7
Tmáx (°C) S1 (mg/g)
S2 (mg/g)
COT (%)
IH (mg HC/g
COT)
QI% (mg
HC/gCOT)
IB%(mg
HC/gCOT)
182
196
177
274
165
188
181
5.4
5.6
3.6
4.5
3.8
4.1
3.7
427
428
426
4.11
4.2
2.64
133.64
142.53
127.76
75.49
74.83
73.59
177
190
173
428
428
428
425
2.11
2.86
3.05
2.36
126.35
122.6
136.11
114.54
46.87
75.94
74.1
64.46
269
161
183
177
Continuación del Anexo 1.
118
Anexo 2: Tablas de análisis maceral, palinofacies, próximos completos y pirolisis
Rock-eval del los litotipos del manto (M)-110.
Conteo maceral en %Volumen del M-110.
Pozo WRV-04752 Manto de
carbón 110
Espesor (m) 0- 0.9 0.9- 2.4
Colotenita
25.8
35.5
Vitrodetrinita
Trazas Trazas
Colodetrinita
40.4
38.7
Corpogelinita
2.2
2
Gelinita
0.5
0.5
68.9
76.7
Vitrinita
Esporinita
4
1.7
Cutinita
0.7
2.7
Resinita
2.1
1
Alginita
0.5
0.2
Liptodetrinita
2.6
0.8
Bituminita
Trazas Trazas
Exsudatinita
Suberinita
Trazas
9.9
6.4
Liptinitas
Micrinita
0.3
0.1
Macrinita
0.3
Semifusinita
12.6
8
Fusinita
3.3
3.9
Funginita
Secretinita
0.3 Trazas
Inertodetrinita
3.8
3.9
20.3
16.2
Inertinitas
0.9
0.7
Minerales
2.4- 4
38.8
Trazas
31.3
2.4
4.3
76.8
1.4
2.7
1
0.1
1.9
Trazas
0.5
4- 5.2
59.6
Trazas
22.2
1.4
1.4
84.6
1.3
1.4
0.7
0.2
0.7
Trazas
0.5
5.2- 7
54.8
1.2
22.8
0.4
3.7
82.9
1.4
1.9
1.1
0.4
0.7
Trazas
1.1
7- 8.3
48
Trazas
27
3.1
1.2
79.3
1.5
1
1
0.3
0.2
Trazas
0.9
8.3- 8.8
8.8-9.5
41
72
Trazas
33.9
15.1
2.9
4.6
0.8
0.7
78.6
92.6
1.1
3.5
2.8
0.9
0.3
0.2
7.6
0.5
0.3
9.3
1.7
0.3
4.8
6.6
0.2
0.5
4
3.7
4.9
0.2
4.6
3.3
15.4
0.2
0.2
6.4
1.1
0.2
0.5
2.2
10.6
Trazas
1.9
10.3
0.2
0.2
Trazas
1.1
0.2
5.7
0.4
0.5
5.8
6
0.8
Trazas
2.6
15.7
7.1
5.5
0.9
Trazas
2.1
15.8
0.5
0.4
0.6
0.5
2
1.4
Conteo de componentes de las palinofacies en % Volumen, M-110
Pozo WRV-04752 Manto de carbón N°
110
Espesor
0- 0.9
0.9- 2.4 2.4- 4 4- 5.2
(m)
Tejido claro
25
30
28
49
Tejido
22
15
10
10
translucido
M.O Amorfa
8
5
8
3
Esporomorf
1
2
3
1
os
Resinas
3
1
2
Algas
Trazas
trazas trazas trazas
Cutículas
Fitoclastos
20
30
30
22
Semiopacos
Fitoclastos
23
15
20
11
Opacos
Hongos
1
Trazas Traza
2
Lutita
5.2- 7
7- 8.3 8.3- 8.8
8.8-9.5 9.5- 9.9
45
10
40
15
31
8
79
4
40
15
4
2
5
1
10
2
2
2
24
3
1
1
trazas trazas
2
1
20
20
1
trazas
1
30
1
2
5
4
2
5
5
15
15
15
4
1
1
2
2
1
1
119
Datos de análisis próximos completos del M-110. (En base como se analizan)
Pozo WRV04752
Espesor
(m)
0- 0.9
0.9- 2.4
Humedad
Residual
(%)
Cenizas
(%)
Carbono
fijo (%)
Azufre
(%)
4.8
1.8
Materia
volátil
(M.V)
(%)
35.4
35.5
6.2
7.4
53.6
55.3
0.28
0.24
2.4- 4
7.1
0.9
36.2
55.8
0.22
4- 5.2
6.8
0.5
37.8
54.9
0.21
5.2- 7
7.3
1
35.9
55.8
0.24
7- 8.3
7.4
0.9
36.3
55.4
0.38
8.3- 8.8
7.1
0.8
36.5
55.6
0.64
8.8- 9.5
7.8
1.7
35.2
55.3
2.1
Poder
calorífico
P.C
M.V
(P.C)
(lamms) (lamms)
(Cal/g)
Btu/lb
(%)
6736.16
13676
39.2
6855
13618
38.8
7007.32
13735
39.1
6229.46
12115
40.6
7100.94
13966
38.9
7034.98
13849
39.3
7065.96
13876
39.2
6887.07
13914
37.4
Pirolisis Rock-Eval de los litotipos del M-110
Espesor
(m)
0- 0.9
0.9- 2.4
2.4- 4
4- 5.2
5.2- 7
7- 8.3
8.3- 8.8
8.8- 9.5
9.5- 9.9
Tmáx
(°C)
430
430
430
431
433
432
431
431
432
S1
(mg/g)
5.44
6
5.78
4.75
5.57
6
4.45
3.55
1.26
S2
(mg/g)
144.44
155.4
147.26
145.62
153.85
144.15
147.8
126.88
47.53
Continuación del Anexo 2.
COT (%)
77.97
78.93
73
77.02
72.43
53.63
52.26
55.65
39.11
IH (mg
HC/gCOT)
185
196
201
189
212
268
282
227
121
QI (mg
HC/gCOT)
192
204
210
195
220
280
291
234
125
IB (mg
HC/gCOT)
7.0
7.6
7.9
6.2
7.7
11.2
8.5
6.4
3.2
120
Anexo 3: Tablas de análisis maceral, palinofacies, próximos completos y pirolisis
Rock-eval del los litotipos del manto (M)-75.
Conteo maceral en %Volumen del M-75.
Pozo WRV-04774 Manto de carbón N° 75
Espesor (m)
0- 1.7
1.7- 2.7
Colotenita
26.5
43.9
Vitrodetrinita
Colodetrinita
40.5
30
Corpogelinita 0.9
1.1
Gelinita
0.2
0.7
68.1
75.7
Vitrinita
Esporinita
2.4
1.8
Cutinita
1.3
0.9
Resinita
0.8
1.5
Alginita
trazas
Liptodetrinita
1.1
2
Bituminita
Trazas
Exsudatinita
0.6
2
Suberinita
trazas
6.2
8.2
Liptinitas
Micrinita
Trazas
0.4
Macrinita
0.9
0.4
Semifusinita
15.4
7.6
Fusinita
3.4
5.2
Funginita
trazas
trazas
Secretinita
1.1
0.7
Inertodetrinita 4.9
1.8
25.7
16.1
Inertinitas
trazas
trazas
Minerales
2.7- 3.2
54
3.2- 4.2
36.2
4.2- 5.2
63.8
25.4
0.6
0.2
80.2
1.5
1.1
1.1
0.6
2.6
Trazas
0.4
35.1
2.1
0.2
73.6
2.5
1.6
20
0.6
1.3
85.7
3.7
0.9
0.4
0.9
7.3
0.2
0.7
trazas
0.7
trazas
5.5
0.5
7
1.7
trazas
0.4
3
12.3
0.2
11.8
4.3
trazas
0.4
3.9
20.9
trazas
5.9
4.8
1.3
0.2
0.6
1.5
8.4
trazas
Conteo de componentes de las palinofacies en % Volumen, M-75.
Pozo WRV-04774 Manto de carbón N° 75
Espesor (m)
0- 1.7
1.7- 2.7
Tejidos claros
30
33.5
Tejidos
8
13
translucidos
M.O Amorfa
10
8
Esporomorfos
2
0.5
Resinas
2
2
Algas
Cutículas
2
2
Fitoclastos
25
25
opacos
Fitoclastos
20
15
semiopacos
Hongos
1
1
2.7- 3.2
3.2- 4.2
4.2- 5.2
35
13
25
14
50
5
15
2
2
5
4
5
2
2
19
2
35
20
11
14
12
3
1
4
121
Datos de análisis próximos completos del M-75. (En base como se analizan)
WRV-04774
Espesor
(m)
Humedad
Residual
(%)
Ceniza
s (%)
Materia
volátil
(M.V) (%)
Carbono
fijo (%)
Azufre
(%)
0- 1.7
5.1
1
36.5
57.4
0.73
1.7- 2.7
5.6
1.3
35.8
57.3
0.35
2.7- 3.2
5.4
2.2
36.6
55.8
0.5
3.2- 4.2
5.9
1.3
36
56.8
0.35
4.2- 5.2
5.5
0.6
38.1
55.8
0.79
Poder
calorífico
P.C
M.V
(P.C)
(lamms) (lamms)
(Cal/g)
Btu/lb
(%)
7437.7
14341
38.3
7345.8
14246
38.1
7229.6
14149
39.1
7341.8
14284
38.5
7375.8
14224
40.0
Pirolisis Rock-Eval de los litotipos del M-75
Espesor
(m)
0- 1.7
1.7- 2.7
2.7- 3.2
3.2- 4.2
4.2- 5.2
Tmáx
(°C)
432
434
433
432
428
S1
(mg/g)
8.29
6.66
9.65
7.6
6
S2
COT (%)
(mg/g)
161.64
67.67
154.33
56.06
162.1
54.59
176.9
66.41
185.55
80.8
Continuación del Anexo 3.
IH (mg
HC/gCOT)
238
275
296
266
229
QI (mg
HC/gCOT)
251
287
315
278
237
IB (mg HC/
g COT)
12.3
11.9
17.7
11.4
7.4
122
Anexo 4: Tablas de análisis maceral, palinofacies, próximos completos y pirolisis
Rock-eval del los litotipos del manto (M)- 45.
Conteo maceral en %Volumen del M- 45
Pozo WRV-04774 Manto de carbón N° 45
Espesor (m)
0- 0.5
0.5- 1.8
1.8- 3.2
Colotenita
51.6
23.7
30.5
Vitrodetrinita
trazas
Trazas
Colodetrinita
35.8
44.7
39.7
Corpogelinita
0.8
1.4
0.9
Gelinita
1.1
0.5
88.2
70.9
71.6
Vitrinita
Esporinita
1.7
1.4
1.9
Cutinita
0.4
1.9
Resinita
0.8
1.4
2.1
Alginita
0.3
Liptodetrinita
3.5
1.1
1.5
Bituminita
1
0.2
0.5
Exsudatinita
trazas
trazas
0.5
Suberinita
trazas
trazas
7.4
4.1
8.7
Liptinitas
Micrinita
0.7
0.7
Macrinita
0.6
0.4
0.9
Semifusinita
0.8
9.5
9.5
Fusinita
1.4
5.9
5
Funginita
0.6
1.3
0.3
Secretinita
0.7
trazas
Inertodetrinita
0.8
6.5
3.3
4.2
25
19.7
Inertinitas
0.2
trazas
trazas
Minerales
3.2- 3.8
23.4
Trazas
40.8
1.6
2.3
68.1
1.1
0.5
0.7
0.2
1.8
0.5
0.7
trazas
5.5
1.8
0.2
13.2
6.9
trazas
3.9
26
0.4
3.8- 4.1
29.9
54.2
0.9
0.9
85.9
1.1
0.9
0.9
4.1- 5.5
27.1
trazas
45.7
1.4
1
75.2
2.1
1.7
1.3
1.9
trazas
trazas
2.1
0.5
0.5
trazas
8.2
0.3
0.2
6.5
4.9
0.3
trazas
4.4
16.6
trazas
4.8
0.4
0.2
4.2
1.7
0.9
1.9
9.3
trazas
5.5- 6.1
64
24
1.2
0.6
89.8
1.3
0.8
0.8
0.2
1.4
4.5
2.1
1.7
0.4
4.2
1.5
Conteo de componentes de las palinofacies en % Volumen, M- 45
Pozo WRV-04774 Manto de carbón N° 45
Espesor (m)
0- 0.5
0.5- 1.8
1.8- 3.2
Tejidos claros
40
20
25
Tejidos
6
5
10
translucidos
M.O Amorfa
28
30
15
Esporomorfos
4
2
1
Resinas
1.5
2
1
Algas
1.5
Cutículas
2
1.5
2
Fitoclastos
7.5
17
25
semiopacos
Fitoclastos
9
20
20
opacos
Hongos
2
1
1
3.2- 3.8
35
5
3.8- 4.1
35
10
4.1- 5.5
10
2
1
15
2
2
1
1
21
18
1
2
1
20
20
4
2
1
1
15
25
10
15
9
1
2
1
2
35
7
5.5- 6.1
45
9
2
12
123
Datos de análisis próximos completos del M- 45. (En base como se analizan).
WRV04774
Espesor
(m)
0- 0.5
0.5- 1.8
1.8- 3.2
3.2- 3.8
3.8- 4.1
4.1- 5.5
5.5- 6.1
Humedad
Residual
(%)
Cenizas
(%)
4.2
3.6
3.8
3.9
2.7
3.1
4.5
1.3
0.4
1.3
1.4
0.3
0.8
2.9
Materia
volátil
(M.V)
(%)
39.2
36.6
36.9
36.5
38.9
37.2
37.1
Carbon
o fijo
(%)
Azufre
(%)
55.3
59.4
58
58.2
58.1
58.9
55.5
1.2
0.41
0.32
0.34
0.35
0.37
0.43
Poder
calorífico
P.C
M.V
(P.C)
(lamms) (lamms)
(Cal/g)
Btu/lb
(%)
7544.7
14509
40.7
7738.6
14557
37.8
7646.6
14549
38.6
7603.6
14501
38.2
7748.6
14418
39.9
7683.6
14439
38.4
7404.8
14463
39.6
Pirolisis Rock-Eval de los litotipos del M- 45
Espesor
(m)
347.08
347.58
348.94
350.3
350.86
351.24
352.59
Tmáx
S1
(°C)
(mg/g)
428
8.18
434
10
434
8
435
7.23
436
8.46
436
5.94
436
4.71
Continuación del Anexo 4.
S2
COT (%)
IH (mg
(mg/g)
HC/gCOT)
207.27
74.15
279
197.7
82.3
240
200.3
50.18
399
172.35
67.17
256
185.6
56.38
329
172.7
54.79
315
172.85
65.05
265
QI (mg
IB (mg
HC/gCOT)
HC/gCOT)
291
11.0
252
12.2
415
15.9
267
10.8
344
15.0
326
10.8
273
7.2
124
Anexo 5. Parámetros geoquímicos y biomarcadores del bitumen de los mantos de
carbón 155, 75 y 45.
Manto 155, litotipo clareno opaco (M-155/52)
Parámetro de la materia orgánica
C27/C29
0.17
%27
7.421
%28
25.196
%29
67.383
Sterane/Hopane
0.03
Maturity Parameters
Pr/nC17
Ph/nC18
S/S+R Terpanes
0.42
S/S+R Steranes
0.117
Ts/Tm
0.04
BB/AA
0.56
T/TM
MPI
Age Parameters
Oleanane/30Hop
0.06
Baccharane
C29TS_DH30
0.51
C30LIN_H30
Relaciones de Terpanos y esteranos
Hopanes/Steranes
0.03
Tricyclics/Hopanes
0.08
Ts/Tm
0.04
Norneo/H29
0.06
H28/H30
H29/H30
0.50
Ol/H30
0.06
GAM/H30
0.39
H35/H34
1.162
TET/26Tri
1.71
19/23Tri
1.50
26/25Tri
1.34
29S/29(S+R)
0.117
aa/bb
0.66
% 27 Steranes
17.758
% 28 Steranes
34.588
% 29 Steranes
47.655
Otros parámetros
H31/H30
PrPh
Tri
Tet
Trit
TsTm
C29Hop/C30Hop
C30LIN
C29Ts/C30Hop
C30*/C30Hop
Gam/C30
1.88
51297
0
799714
0.04
0.50
0.03
0.06
0.39
Biodegradation Parameters
(NOR25H)/(H29)
0.31
(NOR25H)/(H30)
0.16
(C29DMH)/(C30HOP)
Manto 75, litotipo clareno (M-75/235)
Organic matter Parameters
C27/C29
0.27
%27
7.430
%28
35.123
%29
57.447
Sterane/Hopane
0.03
Maturity Parameters
Pr/nC17
Ph/nC18
S/S+R Terpanes
0.56
S/S+R Steranes
0.278
Ts/Tm
0.02
BB/AA
0.26
T/TM
MPI
Age Parameters
Oleanane/30Hop
Baccharane
C29TS_DH30
C30LIN_H30
Terpane and Sterane Ratios
Hopanes/Steranes
0.03
Tricyclics/Hopanes
0.04
Ts/Tm
0.02
Norneo/H29
H28/H30
H29/H30
0.76
Ol/H30
GAM/H30
0.34
H35/H34
0.743
TET/26Tri
42.55
19/23Tri
12.80
26/25Tri
0.18
29S/29(S+R)
0.278
aa/bb
0.34
% 27 Steranes
14.382
% 28 Steranes
34.995
% 29 Steranes
50.623
Other Parameters
H31/H30
PrPh
Tri
Tet
Trit
TsTm
C29Hop/C30Hop
C30LIN
C29Ts/C30Hop
C30*/C30Hop
Gam/C30
1.38
33163
0
986242
0.02
0.76
0.00
0.04
0.34
Biodegradation Parameters
(NOR25H)/(H29)
0.05
(NOR25H)/(H30)
0.04
(C29DMH)/(C30HOP)
125
Manto 45, litotipo clareno brillante (M-45/347)
Parámetros de la materia orgánica
C27/C29
0.24
%27
7.515
%28
22.040
%29
70.444
Sterane/Hopane
0.02
Parámetros de
madurez
Pr/nC17
Ph/nC18
S/S+R Terpanes
0.59
S/S+R Steranes
0.325
Ts/Tm
0.02
BB/AA
0.26
T/TM
MPI
Parámetros de edad
Oleanane/30Hop
Baccharane
C29TS_DH30
C30LIN_H30
Relaciones de esteranos y terpanos
Hopanes/Steranes
0.02
Tricyclics/Hopanes
0.05
Ts/Tm
0.02
Norneo/H29
H28/H30
H29/H30
0.93
Otros parámetros
H31/H30
PrPh
Tri
Tet
Trit
TsTm
Ol/H30
GAM/H30
H35/H34
TET/26Tri
19/23Tri
26/25Tri
29S/29(S+R)
aa/bb
% 27 Steranes
% 28 Steranes
% 29 Steranes
C29Hop/C30Hop
C30LIN
C29Ts/C30Hop
C30*/C30Hop
Gam/C30
0.28
0.700
12.63
0.00
0.325
0.32
17.666
33.051
49.283
1.42
33391
0
845330
0.02
0.93
0.00
0.04
0.28
Biodegradation Parameters
(NOR25H)/(H29)
0.06
(NOR25H)/(H30)
0.06
(C29DMH)/(C30HOP)
M- 45 Litotipo Clareno opaco (M-45/348)
Parámetros de la materia orgánica
C27/C29
0.28
%27
6.586
%28
22.563
%29
70.851
Sterane/Hopane
0.02
Parámetros de
madurez
Pr/nC17
Ph/nC18
S/S+R Terpanes
0.60
S/S+R Steranes
0.339
Ts/Tm
0.02
BB/AA
0.25
T/TM
MPI
Parámetros de edad
Oleanane/30Hop
0.04
Baccharane
C29TS_DH30
C30LIN_H30
Continuación del anexo 5
Relaciones de esteranos y terpanos
Hopanes/Steranes
0.02
Tricyclics/Hopanes
0.04
Ts/Tm
0.02
Norneo/H29
H28/H30
H29/H30
0.84
Otros parametros
H31/H30
PrPh
Tri
Tet
Trit
TsTm
Ol/H30
GAM/H30
H35/H34
TET/26Tri
19/23Tri
26/25Tri
29S/29(S+R)
aa/bb
% 27 Steranes
% 28 Steranes
% 29 Steranes
C29Hop/C30Hop
C30LIN
C29Ts/C30Hop
C30*/C30Hop
Gam/C30
0.04
0.24
0.438
8.42
0.00
0.339
0.33
12.419
39.086
48.495
1.14
31049
0
942215
0.02
0.84
0.00
0.04
0.24
Biodegradation Parameters
(NOR25H)/(H29)
0.03
(NOR25H)/(H30)
0.02
(C29DMH)/(C30HOP)
126
Anexo 6: Datos de intensidad de la fluorescencia en los canales rojo, verde y azul
(RGB) medidos con de análisis de imagen.
Datos de análisis de intensidades del clareno brillante
Número de
medidas
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
40
41
42
Intensidad
Intensidad
Intensidad
Índice G/R)
Media rojo
Media verde
Media azul
47.63
31.29
2.05
48.93
34.96
3.14
50.55
36
3.06
63.42
46.36
2.78
57.4
40.73
3.51
46.38
34.1
3.09
59.67
42.27
3.48
113.79
86.5
6.45
52.34
37.2
3.24
31.48
26.67
2.11
45.51
33.52
2.18
46.18
30.38
2.91
88.37
61.42
4.81
83.14
51.96
3.96
85.75
54.24
3.12
50.41
30.47
2.92
61.96
39.28
2.37
105.37
64.73
4.81
207.11
151.61
10.28
51.28
37.01
2.29
204.37
138.5
8.54
62.13
46.04
3.1
43.44
32.52
2.05
75.74
47.67
2.76
79.2
55.02
4.76
60.97
42.55
2.64
67.94
47.16
3.69
50.3
35.32
2.41
73.98
50.82
3.59
79.91
51.92
4.03
109.02
77.73
4.48
46.58
33.18
3.03
70.27
44.82
2.6
55.03
39.42
2.45
53.55
36.72
2.4
53.55
36.72
2.4
41.04
30.51
3.86
52.3
34.46
2.27
98.29
57.6
2.9
98.29
57.6
2.9
69.45
46.62
3.54
63.45
42.3
2.49
0.66
0.71
0.71
0.73
0.71
0.74
0.71
0.76
0.71
0.85
0.74
0.66
0.70
0.62
0.63
0.60
0.63
0.61
0.73
0.72
0.68
0.74
0.75
0.63
0.69
0.70
0.69
0.70
0.69
0.65
0.71
0.71
0.64
0.72
0.69
0.69
0.74
0.66
0.59
0.59
0.67
0.67
127
Datos de análisis de intensidades del Vitreno
Número de medidas Intensidad Rojo Intensidad verde
Intensidad azul Índice G/R
1
57.6
50.34
4.68
0.87
2
92.98
71
4.12
0.76
3
68.48
52.83
4.16
0.77
4
49.16
45.76
3.98
0.93
5
67.58
57.04
4.91
0.84
6
59.16
51.05
3.32
0.86
7
52.39
47.14
3.3
0.90
8
51.69
46.14
4.08
0.89
9
70.34
54.13
5.15
0.77
10
46.17
45.47
3.7
0.98
11
72.14
60.49
4.01
0.84
12
48.6
46.08
3.27
0.95
13
46.76
44.05
4.16
0.94
14
52.42
47.95
3.29
0.91
15
60.85
54.2
3.46
0.89
16
59.09
48.89
4.33
0.83
17
52.23
47.03
4.29
0.90
18
52.13
48.53
3.42
0.93
19
72.64
56.05
4.16
0.77
20
51.21
46.56
2.97
0.91
21
50.99
46.55
3.5
0.91
22
68.28
57.86
3.45
0.85
23
43.23
43.38
3.85
1.00
24
46.03
42.97
2.96
0.93
25
55.78
48.74
3.41
0.87
26
46.85
44.08
4.26
0.94
27
50.66
46.33
3.85
0.91
28
63.8
48.69
3.73
0.76
29
94.42
66.4
3.47
0.70
30
49.93
45.03
4.18
0.90
31
48.91
42.51
3.9
0.87
32
57.1
51.4
4.61
0.90
33
66.6
52.96
3.3
0.80
34
57
43.05
3.78
0.76
35
101.33
65.7
4.82
0.65
36
50.87
44.83
4.93
0.88
37
53.28
46.59
3.35
0.87
38
37.46
36.95
3.82
0.99
39
40.72
41.56
3.96
1.02
40
46.99
45.83
3.53
0.98
Contiuación del anexo 6.
128
Datos de análisis de intensidades del Clareno opaco.
Número de
medidas
Intensidad
Media rojo
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
40
66.52
114.4
74.94
82.42
89.98
62.89
98.65
76.63
76.22
90.27
70.32
72.8
61.22
156.45
62.74
66.92
48.51
68.35
85.15
138.53
70.07
158.68
70.55
88.19
84.08
81.37
99.51
68.53
87.66
67.03
71.61
118.43
71.52
80.26
75.95
142.03
95.78
100
114.06
123.79
Contiuación del anexo 6.
Intensidad
Media verde
50.05
66.48
52.68
54.32
69.66
45.9
68.4
54.2
55.46
69.75
55.29
50.39
47.2
101.14
46.64
48.31
39.45
56.96
55.99
78.78
57.46
133.11
49.6
60.73
59.25
59.11
71.37
53.36
74.19
54.39
54.23
88.06
52.28
52.04
56.99
91.02
67.28
67.99
69.2
68.26
íntensidad
media azul
2.98
3.12
2.91
3.98
4.19
2.91
4.56
3
4.29
3.99
4.29
2.8
3.01
6.95
2.97
3.91
2.56
4.57
4.22
3.39
3.65
12.27
4.05
4.46
3.94
3.34
5.47
3.33
7.09
3.1
4.2
4.82
3.92
2.78
3.45
6.25
4.72
4.56
3.2
3.31
Índice G/R
0.75
0.58
0.70
0.66
0.77
0.73
0.69
0.71
0.73
0.77
0.79
0.69
0.77
0.65
0.74
0.72
0.81
0.83
0.66
0.57
0.82
0.84
0.70
0.69
0.70
0.73
0.72
0.78
0.85
0.81
0.76
0.74
0.73
0.65
0.75
0.64
0.70
0.68
0.61
0.55