CAPÍTULO 3

PROPIEDADES BÁSICAS DE LAS ROCAS SEDIMENTARIAS

3.1 INTRODUCCIÓN

En este capítulo, son discutidas las propiedades básicas de la roca sedimentaria: su textura (tamaño de grano), estructuras sedimentarias y composición. Necesitamos ser capaces de reconocer y caracterizar estos rasgos en núcleos y registros pozo-imagen de formaciones de yacimientos de manera que podamos utilizarlos para predecir la geometría externa y la configuración interna del yacimiento, la orientación y dirección de la roca del yacimiento y las interacciones potenciales entre los fluidos del yacimiento y la roca del mismo. La temática de las propiedades de las rocas es muy amplia, y este capítulo simplemente introducirá el tema. Para un tratamiento más a fondo, se remite al lector a numerosos libros sobre el tema.

3.2 CLASIFICACIÓN Y PROPIEDADES DE LOS SEDIMENTOS Y ROCAS SEDIMENTARIAS

El glosario de geología (Bates y Jackson, 1980) define sedimento como: material solido fragmentado que se origina de la meteorización de rocas y es transportado o depositado por aire, agua, o hielo. O que se acumula por otros agentes naturales, como la precipitación química de la solución o secreción por organismos y que se forma en las capas de la superficie de la Tierra a temperaturas ordinarias en un sedimento con forma consolidada.

Las rocas sedimentarias se definen como: una roca resultante de la consolidación de sedimentos que se han acumulado en capas. A partir de esta clasificación se encuentran 3 grupos de sedimentos y rocas sedimentarias: siliciclástico (materiales fragmentarios que se originan a partir de la interperie), el material biogénico (material procedente de la secreción por organismos), y material químico (material producido por precipitación química).

FIGURA 3.1

Los orígenes de los procesos formativos y ambientes de depósito de sedimentos se muestran esquemáticamente Fig 3.1 areniscas y lutitas (y conglomerados) se denominan colectivamente rocas sedimentarias clásticas por que se derivan de la erosión de las rocas pre-existentes en fragmentos de diferentes tamaños.

El desgaste se produce normalmente en las regiones montañosas donde la lluvia, la nieve y el hielo pueden reaccionar con la roca y fragmentarla. Los fragmentos son transportados y depositados en diversos lugares. Como se producen nuevos depósitos, material más antiguo queda enterrado bajo los nuevos sedimentos. Tras el enterramiento, los sedimentos son litificados en un conglomerado, arenisca y shale dependiendo del tamaño de los fragmentos o granos individuales.

Las evaporitas son formadas por precipitación inorgánica de elementos en solución, como podría ocurrir en cuencas áridas a lo largo de las costas, donde se evapora el agua de sal y minerales como la sal (halita) y precipitado de yeso. Los organismos en los océanos forman conchas de carbonato de calcio, o pruebas de, que en última instancia van a hacer los sedimentos biogénicos. La mayoría de los organismos secretan el aragonito o calcita minerales para formar sus conchas, y cuando los organismos mueren, sus conchas caen al fondo del océano y se acumulan. Con el tiempo, los sedimentos que contienen conchas litificadas, y la roca resultante es de piedra caliza. Más detalles del transporte y deposición de sedimentos son presentados a continuación y en los capítulos dedicados a los diferentes tipos de yacimientos.

SEDIMENTOS SILICLÁSTICOS Y ROCAS SEDIMENTARIAS

3.2.1 SEDIMENTOS SILICLÁSTICOS Y ROCAS SEDIMENTARIAS

Los sedimentos siliciclásticos son producidos por procesos de meteorización que descomponen rocas preexistentes en partículas más pequeñas Fig. 3.2. Este desglose de roca en partículas constituyentes se acelera por la reacción de la roca con el agua o el hielo un ejemplo de esto es la lluvia que cae sobre la roca con el tiempo se afloja hasta las partículas de quiebre y caen a la superficie del terreno.

FIGURA 3.2

A altas elevaciones en invierno la expansión de agua cuando esta se congela en las grietas de la roca esta se ensancha aún más y rompe la roca en partículas. Los glaciares también pueden moler la roca en partículas más pequeñas.

En las zonas desérticas ahí una amplia fluctuación entre las temperaturas diurnas y nocturnas esto genera tensiones de expansión – contracción en la roca, debilitándola a esta y rompiéndola en partículas. Una vez que se forman partículas de roca, son transportados lejos de su lugar de origen por el agua ( ríos), el viento y/o hielo (glaciares) Fig 3.1 eventualmente las partículas de roca transportadas llegan a un sitio de descanso final dentro de un medio ambiente deposicional Fig. 3.3. En ese ambiente se añaden nuevas capas de partículas en repetidas ocasiones uno tras otro y los depósitos subyacentes están enterrados más profundos y más adentro. Cuando han sido enterrados en el tiempo geológico, estos depósitos de material siliciclástico en última instancia pueden

llegar a ser los yacimientos de petróleo y gas así como fuente de rocas y rocas

sello. TABLA 1-2

3.2.1.1 Textura

La base principal para la clasificación de los sedimentos siliciclásticos y rocas sedimentarias es el tamaño de los granos o partículas constituyentes. SI se tiene en cuenta que un grano tiene un tamaño de eje largo, corto e intermedio (diámetro), este tamaño se refiere al diámetro intermedio. El tamaños de las arenas puede ser subdividido (tabla 3.2).Algunas veces se utiliza más de una subdivisión. El término "superior" hace referencia a la mitad superior del rango del tamaño de arenas, como superior arena fina (0,187-0,250 mm), y el término "inferior" se refiere a la mitad inferior de un del rango de tamaños, tal como arena fina inferior (0,125 hasta 0,187 mm).

Sólo en algunas ocasiones un sedimento está compuesto en su totalidad de un solo grano, tamaño uniforme- casi todos los sedimentos se produce en una gama de tamaños de partículas. La clasificación es una propiedad importante que describe la gama de tamaños de partículas que comprende un sedimento en particular (Fig. 3.4). Un sedimento compuesto de granos de un amplio rango de tamaños.

Fig. 3.4. Varias propiedades texturales de los sedimentos clásticos y rocas sedimentarias. (Figura proporcionado por T. Cruz).

El término (superior) se refiere a la mitad superior de una gama de arena de tamaño, tal como arena fina superior (0,187-0,250 mm), y el término "inferior" se refiere a la mitad inferior de un gama de arena de tamaño, tal como arena fina inferior (0,125 hasta 0,187 mm). Sólo en raras ocasiones es un sedimento compuesto en su totalidad de los granos de un único y uniforme tamaño casi todos los sedimentos se produce en una gama de tamaños de partículas. La clasificación es una propiedad importante que describe la gama de tamaños de partículas que comprende en particular un sedimento Fig. 3.4. Un sedimento compuesto de granos de una amplia gama de tamaños es denominado "mal ordenados", y otro con un estrecho rango de tamaños de grano se denomina(Bien ordenados). Otras dos propiedades medibles utilizadas para caracterizar los sedimentos son (redondez) y (esfericidad) Fig. 3.4. En conjunto, estas propiedades comprenden los principales (atributos de textura) de rocas sedimentarias siliciclásticas. Las figuras 3.5 a 3.7 muestran algunos ejemplos de las diversas propiedades de los sedimentos y rocas sedimentarias. Todas estas propiedades son importantes en el control del almacenamiento y flujo de fluidos a través de las rocas sedimentarias en un depósito. Cada propiedad se discutirá con más detalle en los capítulos siguientes

3.2.1.2 COMPOSICIÓN

El título secundario para la clasificación de los sedimentos siliciclásticos y rocas sedimentarias es su composición mineral. Los componentes minerales que comprenden un sedimento siliciclástico o roca sedimentaria se relacionan con la roca madre, o (Procedencia), desde el cual las partículas sedimentarias fueron derivados por la intemperie (Fig. 3.2). Los principales minerales que componen los sedimentos siliciclásticos y rocas sedimentarias se enumeran en la Fig. 3.3

Con la excepción de los cementos, todos estos minerales contienen el marcoelemento de silicio (Si). La palabra "clástica" significa partículas o fragmentos, por lo tanto, el adjetivo (silicilcástico) significa partículas de roca que contienen silicio

FIGURA 3.5

FIGURA 3.6

FIGURA 3.7

FIGURA 3.3

FIGURA 3.8

Muchas clasificaciones de los sedimentos y rocas sedimentarias siliciclásticos son sobre la base de su textura y composición mineral. Fig. 3.8. Por ejemplo, un cuarzo es una piedra arenisca que se compone principalmente de granos de cuarzo mineral. Una piedra arenisca feldespática es una que contiene un gran número de granos de feldespato. Una piedra arenisca lítica es la que contiene muchos clastos líticos.

3.2.1.3 LA POROSIDAD Y LA PERMEABILIDAD

Las dos principales propiedades de las rocas a escala microscópica que controlan el almacenamiento de líquidos y fluidez en un yacimiento son: porosidad y permeabilidad (Fig.3.9) .Colectivamente estas dos propiedades se refieren a menudo (la calidad del yacimiento).

La calidad del yacimiento de una roca sedimentaria es el producto de la textura y la composición del origen de los sedimentos. La textura y la composición original deberán modificarse mediante enterramiento, compactación, diagénesis y la deformación. Los controles geológicos de la calidad del depósito se discuten más adelante con más detalle

A menos que si se erosiona una capa sedimentaria y finalmente queda enterrado con otra capa sedimentaria (Fig. 3.10). Este proceso de nueva deposición y posterior inhumación se repite a lo largo de largos periodos de tiempo geológico por que el aumento de la temperatura y la presión con la profundidad bajo la superficie de la tierra son causantes de que las partículas sedimentarias se vuelvan susceptibles a la modificación y litificación (los procesos por los cuales un sedimentos se convierte en roca sedimentaria), ya que están enterrados más y más profundamente.

FIGURA 3.9

FIGURA 3.10

FIGURA 3.11

Generalmente el primer efecto de enterramiento en una capa de sedimento es una simple compactación (Fig. 3.11). Sin embargo, diferentes minerales compactan diferente por ejemplo: los minerales dúctiles tales como fragmentos líticos de esquisto se compactan mucho más que los granos rígidos como son el cuarzo y el feldespato. Por esta razón además de la mayor abundancia de micas en forma de placas y arcillas, los lodos compactan mucho mayor con más arenas. Barro compactado forma shale o pizarra cuando está enterrado a superficies profundas Fig (3.7). Por tanto el cuarzo y granos de feldespato son más rígidos que los fragmentos líticos estos son capas de arena que retienen más espacio poroso durante su compactación. En relación a poca profundidad los fluidos del subsuelo pueden fluir a través de los espacios de los poros. Si las condiciones físico-químicas en el sedimento compactado son adecuadas los minerales como el cuarzo (figuras 3.11 y 3.12). El cemento de cuarzo generalmente se precipita en granos de cuarzo, formando (una proliferación de cuarzo) Fig 3.12. Con el aumento de compactación de cementos adicionales (Figuras 3.13 y 3.14) o minerales de arcilla ( Fig 3.15 ) pueden precipitar en los poros, hasta que el sedimento se litifique . Además ciertos minerales son susceptibles a la descomposición química o disolución si las condiciones del subsuelo están a altas temperaturas y presión. Por ejemplo

FIGURA.3.12

FIGURA.3.13

FIGURA. 3.14

FIGURA.3.15

FIGURA. 3.16

FIGURA. 3.17

Granos de feldespato y cemento de calcita son relativamente inestables bajo tales condiciones y, dada la profundidad y el tiempo suficiente, sus granos se disuelven y crean (sección de porosidad secundaria) y la permeabilidad (Figuras 3.16 y 3.17). Los elementos disueltos son entonces libres para reaccionar con otros minerales para formar (authigenic) minerales, tales como arcillas. Unas de estas reacciones importantes es la disolución.

FIGURA. 3.18

De feldespato, que libera iones de potasio K+ en las aguas del subsuelo. Si la esmectita de arcilla (que se hincha cuando absorbe agua) está presente en el sedimento, el K reacciona para convertir la esmectita en el mineral de arcilla ilita (que no se hincha). Esta reacción, a su vez, libera algunos iones de silicio (Si +) en solución y pueden precipital más tarde para formar el cemento de cuarzo. Este proceso generalmente se produce a profundidades de enterramiento significativas, del orden de unos pocos miles de metros.

Otro proceso de cementación importante y común es la solución de presión (Fig. 3.18). Como el entierro de los ingresos de sedimentos ricos en cuarzo, presión y temperatura puede ser suficientemente alta a contactos puntuales, por lo que los sedimentos ricos disuelven a esos contactos. El (Si+) libre puede moverse por el espacio poroso adyacente, donde se vuelve a precipitar como un cemento de cuarzo o (crecimiento excesivo) alrededor de otro grano de cuarzo (Fig 3.18)

Un petrógrafo entrenado puede reconocer combinaciones de estas características en delgadas secciones de roca (rebanadas de roca, generalmente de 30 micras de espesor, cementados a un portaobjetos de microscopio de vidrio) y puede determinar el orden en el que cada proceso ocurrió. Por ejemplo, la Fig. 3.19 muestra los efectos combinados de compactación y cementación en una piedra arenisca mal clasificada. La matriz de arcilla era probablemente depositada en el mismo tiempo que los granos minerales, y juntos llegaron hacer compactados poco después del entierro inicial. Dos granos de cuarzo en mutuo contacto quedaron cementados por solución de presión en el límite de grano saturado. Fig. 3.17 muestra granos de cuarzo con tanto cuarzo y cemento de calcita, granos de cuarzo saturados y poros secundarios resultantes de la disolución de granos de feldespato. Continuando con el entierro y /o aplicación de los esfuerzos tectónicos, rocas quebradizas pueden fracturar, creando de este modo la porosidad y la permeabilidad de la fractura. Fig 3.20. Minerales en fluidos que circulan a través de las fracturas pueden precipitar y sellar fracturas de mayor migración de fluidos,

o las fracturas pueden permanecer abiertas y actuar como conductos para la migración de hidrocarburos

FIGURA. 3.19

FIGURA. 3.20

Todos los procesos descritos anteriormente se denominan colectivamente (diagenética), los procesos que están asociados con el entierro de sedimentos y litificación. Tomando nota de las relaciones transversales de diferentes

características diagenéticas en las rocas a menudo el petrógrafo puede reconstruir la historia de entierro del sedimento, y desde esto puede predecir las profundidades, porosidad y permeabilidad todavía se conservara para formar un depósito (Fig. 3.21). Él o ella también pueden ser capaz de examinar las muestras de un pozo para determinar la distribución vertical de las rocas con diferentes propiedades diagenéticas (Fig. 3.22).

FIGURA 3.21

3.3.1.4 IMPORTANCIA DE LOS EMBALSES

Las características descritas anteriormente tienen un impacto importante en el desempeño del yacimiento como se discutirá con más detalle en un capítulo posterior, la porosidad y permeabilidad están controladas por los procesos geológicos y características descritas aquí. Porosidad ofrece el espacio de almacenaje para los fluidos del yacimiento, y la permeabilidad proporciona propiedades del flujo de fluidos del yacimiento. Algunos de los procesos, como el desarrollo de la porosidad secundaria, pueden ser beneficiosos a un depósito. Otros procesos, como cementación, son perjudiciales. Por lo tanto, es importante que estas propiedades sean incluidas en una caracterización de yacimientos.

FIGURA 3.22

3.2.2 ROCAS SEDIMENTARIAS QUÍMICAS Y BIOGÉNICAS

Rocas sedimentarias químicas (por ejemplo, halita) son aquellas que se forman por precipitación de minerales del agua de mar o, en determinadas condiciones, de agua dulce. Rocas sedimentarias biogénicas son aquellas que consisten en las pruebas secretadas (es decir, precipitó) por organismos tales como los foraminíferos y diatomeas. Ninguno de estos tipos de rocas sedimentarias es el foco principal de este libro, y que sólo se mencionan aquí.

Los principales minerales que se forman por precipitación directa de agua de mar son calcita y aragonito. Ambas pertenecen al grupo de minerales llamados (carbonatos) debido a que contienen la molécula de complejo de anión (CO3) .Los microorganismos son capaz de utilizar estos minerales para formar conchas (Fig. 3.23).Organismos más grandes, como los corales, también utilizan el carbonato de calcio (CaCO3) en su esqueleto y puede construir extensos arrecifes de coral (Fig 3.24.a.3.2.6) que, tras el entierro, puede llegar a ser los yacimientos de petróleo y gas. Químicamente los granos precipitados son a menudo del tamaño del barro y pueden formar marismas de carbonato (Fig 3.27). Una comparación de algunas de las características importantes de los carbonatos y silicoclásticos se muestra en la Fig 3.28 .Una diferencia importante es la ubicación geográfica localizaciones en las que se forman los grupos de minerales. Silicoclásticos pueden formar en cualquier parte debido a que las reacciones químicas y bioquímicas requieren condiciones de agua caliente, la mayoría de los carbonatos se forman en aguas tropicales poco profundas FIG 3.29 .Sin embargo, en aguas marinas someras donde microorganismos con pruebas de carbonato prosperan, gruesas

acumulaciones de las pruebas de microorganismos muertos pueden formar fangolitas. A su diagénesis, estas lutitas carbonatadas se convierten en tizas.

Las rocas carbonatadas también se clasifican en función de su textura y composición (características posicionales) Fig 3.30. Como la relación de tamaño del barro a los granos de arena disminuye, las rocas carbonatadas se conocen como lutitas, wackestones, paquete de piedras y finalmente, grainstones (Tabla 3.1). Estas distintas clases de rocas ocurren en diferentes su ambientes de posicionales de arrecifes, lo que permite a los geo científicos reconstruir ambientes de arrecifes en secuencias de rocas antiguas (Fig 3.31). Minerales carbonatados son relativamente inestables cuando son enterrados y puede reaccionar con fluidos del subsuelo para disolver y /o para formar minerales. Por ejemplo, en profundidades de enterramiento muy poco profundas, el aragonito de carbonato mineral se convierte en una estructura cristalina más estable de la calcita, aunque ambos tienen la misma composición mineral CaCO3. Con el entierro más profundo, la disolución de minerales de carbonato produce una porosidad secundaria (Fig 3.32). Además, con el entierro y la reacción de CaCO3 con agua de mar, dolomita (Ca, Mg, CO) formas. Este mineral del subsuelo resulta de la transformación de una disminución en el volumen de roca y un aumento de porosidad y la permeabilidad. Muchos yacimientos de hidrocarburos se componen de dolomita.

Evaporitas comprenden otra clase de minerales precipitados químicamente que son muy importantes para los yacimientos de hidrocarburos. Sal (NaCl), yeso (CaSO4. n H20), y de la anhidrita (CaSO4). Son los tres minerales comunes que se forman en entornos propicios a la evaporación del agua salina. Cuando el agua se vuelve sobresaturada con minerales disueltos, cuando ocurren las precipitaciones estos minerales precipitados son importantes porque forman un macizo impermeable capaz de formar almohadas de sal y cúpulas, o extensos depósitos.

En el primer caso, domos de sal son excelentes trampas estructurales para hidrocarburos en lugares como las aguas profundas del Golfo de México y partes de las costas oeste Africa (Fig 3.33). En este último caso, los depósitos pueden convertirse de manta a sellos. Por ejemplo es el Pérmico de sal Zechstein, que forma un sello extenso en el depósito de arenisca Pérmico Rotliegendes en partes del Mar del Norte. No sólo es la sal Zechstein un sello, pero en el pasado geológico fluidos portadores de evaporita han permeado las areniscas para formar cemento de yeso dentro de ellos (Fig 3.34)

FIGURA 3.23

FIGURA 3.24

FIGURA 3.25

FIGURA 3.26

FIGURA 3.27

3.3 LAS ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS Y SU SIGNIFICADO

Las estructuras sedimentarias se tratan por separado en esta sección, ya que la mayor parte del mismo tipo de estructuras sedimentarias se tratan por separado

en esta sección , ya que la mayor parte del que tiene el mismo tipo de estructuras se encuentran en siliclástica, químicas , biogénicas y rocas sedimentarias. Hay tres categorías de estructuras sedimentarias: (1) aquellos que son producidos por la interacción física de las partículas sedimentarias con su medio ambiente, (2) los que son producidos por organismos interactúan con el sedimento y (3) los que resultan de las interacciones químicas de los fluidos y sedimentos . Muchos libros y artículos se han publicado sobre el tema de estructuras sedimentarias, y se encuentra una pequeña revisión aquí. El objetivo principal es explicar la importancia de las estructuras sedimentarias en la caracterización de yacimientos, en lugar de presentar una comprensión completa de sus procesos de formación.

Las estructuras sedimentarias son extremadamente importantes en la caracterización de yacimientos, ya que proporciona información sobre la naturaleza del ambiente de depósito, que a su vez controla las propiedades del yacimiento tales como el tamaño, la extensión del área, geometría, espesor, arquitectura interna y la calidad del yacimiento

3.28 3.29 3.30

3.3.1 ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS FÍSICAS

3.3.1.1 LAS ESTRUCTURAS FORMADAS POR LAS CORRIENTES Y LAS OLAS

Diferentes estructuras físicas sedimentarias se forman como resultado de las partículas que interactúan con su entorno. Un ejemplo sencillo es un lago moderno que se ha secado, de modo que el lodo en el fondo del lago ha perdido su agua por evaporación y se ha secado y desarrollado un patrón de grietas poligonales (Fig. 3.35 A). Los peces muertos y otros organismos pueden ensuciar el barro seco (Fig. 3.35 B). Cuando el nuevo sedimento se deposita en la parte superior de este horizonte, como cuando el lago se repone con agua fangosa, la poligonal de desecación de las grietas se llenan de lodo depositado, y, finalmente, las grietas están preservadas por la litificación. (Fig. 3.35C). Los restos óseos de los peces,

forman un molde con los resto, también se puede conservar como conjunto o rastro

FIGURA 3.35

fósil (descrito a continuación).Las grietas de desecación poligonal también se pueden formar en profundidades que están privadas de agua en temporada, por lo que en épocas de sequía seca el barro. El viento es un importante agente de transporte de ambos tamaño de arena y tamaño del barro partículas sedimentarias (Fig. 3.36A). En cualquier área dada hay una única dirección dominante del viento, ya que a menudo esa dirección puede ser fácilmente interpretada por el delator de dirección de estratificación cruzada en las rocas sedimentarias (Fig. 3.36B, C). Conociendo la dirección de transporte (eólica) arena arrastrada por el viento es importante para la predicción de la extensión superficial y la tendencia de los embalses eólicos, que se discuten en un capitulo. El proceso de transporte por viento tiende a separar los granos de rocas en una limitada gama de tamaños de partículas, lo que proporciona una excelente selección, que a su vez puede proporcionar una excelente calidad de depósito eólico (a menos que sea una gran medida cementada).

FIGURA 3.36

El agua es el agente más importante y común de transporte de partículas sedimentarias. Como resultado, hay varios tipos de estructuras sedimentarias que se forman por el sedimento que se ha transportado y depositado en el agua. Sólo

se discuten pocos tipos aquí, y otros se discuten en capítulos posteriores sobre tipos específicos de embalses. Los granos son transportados a lo largo del rio o mar en

FIGURA 3.37

el fondo por diversos procesos que dependen en gran parte del tamaño y peso de los granos (Fig. 3.37). Los granos de grava son demasiado pesados para ser levantados en la corriente, por lo que ruedan en la parte inferior. Los granos de arena son lo suficientemente ligeros como para ser proyectados en la columna de agua, pero lo suficientemente pesados como para seguir una trayectoria descendente bajo la influencia de la gravedad; cuando los granos golpean la cama de nuevo , que se proyecta hacia arria y el proceso se repite. Este proceso de movimiento hacia adelante por una seria de cortos saltos intermitentes se llaman (saltation) (de la palabra latina que significa saltar). Fig. 3.37. Limo y arcilla son granos de tamaño lo suficientemente ligeros para ser levantados y permanecer suspendidos allí. Todos los granos son transportados por estos procesos en la dirección (hacia abajo). Cuando las corrientes se mueven a lo largo de una cama de arena de rio o en el fondo del mar, la arena tiende a formar estructuras denominadas (formas de fondo), que dependen de la velocidad del flujo y el tamaño de los granos transportados. Como una colección de granos que se mueven hacia abajo en el rio o en el mar, el montón de granos en (formas de fondo). Las velocidades de flujo se clasifican en el régimen de flujo inferior y un régimen de flujo superior, de acuerdo a su fuerza (Fig. 3.38 A). Generalmente, cuando más rápido es el flujo, mayor es la forma de fondo que se desarrolla en depósitos arenosos (aumentando su tamaño de ondas, a ondas de arena, a las dunas; Fig 3.38B). Esto es porque la velocidad de flujo es más rápida, los granos más duros golpean el lecho, el flujo ubicado en la parte de arriba se proyecta y el de trayectoria más larga abajo donde golpea el lecho nuevamente. Las formas de fondo toman la forma de ondulaciones asimétricas y las olas, un poco profundas y un lado más pronunciado (Fig. 3.38 B). Ejemplos de formaciones de fondo se muestran en la Fig 3.39.

FIGURA 3.39

Un cross-bed es la configuración de los granos, dentro de una forma de fondo, que resulta de los procesos anteriores. Los cross-beds están inclinados en un ángulo a los principales planos de estratificación y son un producto común de flujo a lo largo de un río o el mar. El proceso de movimiento de grano es similar a la descrita anteriormente para el movimiento de la arena arrastrada por el viento. Al igual que las camas en las dunas eólicas, los cross-beds de agua depositadas arenas sumergen hacia abajo en la dirección que se mueve la corriente cuando visto internamente, paralelo a la dirección actual (Figs. 3.36–3.38). Cuando se ven internamente, pero perpendicular a la dirección del flujo, las cross-beds pueden tomar varias formas, dependiendo de la cantidad de la fuerza y la dirección de la corriente varía en el momento de la deposición. (Figs. 3.40 and 3.41). Aunque las corrientes fluviales son unidireccionales (que fluyen en una dirección general), las corrientes marinas pueden ser unidireccionales o bidireccionales. Las corrientes bidireccionales son el resultado de la acción de las mareas, donde la corriente se mueve en una dirección durante la marea entrante y en la dirección opuesta durante la marea saliente. La superficie de ropa de cama resultante tomar la forma de ondas simétricas (con igual inmersión en ambos lados de la cresta de la ondulación) (Figs. 3.42A, B, C), (Fig. 3.42D). Las formas de fondo y estructuras sedimentarias internas tanto proporcionan pistas importantes al medio ambiente de la deposición de sedimentos.

FIGURA 3.40

Las formas de fondo y las estructuras sedimentarias internas ambas proporcionan pistas importantes a el ambiente de deposición de sedimentos. Variaciones verticales en texturas sedimentarias y estilos de fondo son también indicadores importantes de los procesos y ambientes de deposición. La figura 3.43 ilustra las variaciones verticales en estructuras sedimentarias; estas variaciones son un resultado de la disminución de la velocidad de la corriente que, en este caso, son areniscas depositadas en un punto en el fondo del mar o de un río. Dos estructuras sedimentarias ocurren: una arenisca de plano bajo de fondo y una arenisca de ondulación superior cruzada de fondo. El tamaño de grano de los promedios unitarios más bajos es 0,2 mm y el de los promedios unitarios superiores es 0,15 mm. Comparando estos tamaños con el gráfico de la Fig. 3.38 muestra que la estructura sedimentaria del régimen de flujo superior de plano de fondo, la cual formó la unidad inferior, deben de haber sido depositadas a partir de un flujo de velocidad del orden de 80 cm / s. La velocidad de flujo a continuación disminuida a menos de 60 cm / s, dando lugar a pequeñas ondulaciones del régimen de flujo menor siendo depositadas encima de la arenisca de plano de fondo. Cuando una amplia gama de tamaños de partículas se realiza dentro de un flujo, la reducción progresiva en la velocidad de flujo en un lugar en el lecho del río o el mar produce una disminución hacia arriba en el tamaño de los granos que se depositan en el tiempo (Fig. 3.44). La conocida "Secuencia Bouma" (Bouma, 1962) es un ejemplo de forma progresiva de deposición de sedimentos upward-fining en un lugar en el fondo marino profundo, como resultado de la suspensión turbulenta combinado y tracción como de velocidad de flujo disminuye progresivamente de flujo de alta energía temprano para flujo más tranquilo subsiguiente (Fig 3.45) Bouma definió 5 tipos de roca en la secuencia de Bouma, la cual el llamó Ta a Tc. T significa turbidita, y "a" a la "e" representan las diferentes divisiones. Ta es la parte de grano grueso y se deposita bajo muy altas velocidades, así que sólo el más grueso de los granos podría ser depositado. Las camas de Bouma Ta se caracterizan por "clasificación por tamaños", en la que los granos se han convertido en más fina de la base de Ta a la parte superior de Ta. Tb es ligeramente más fino y se caracteriza por las camas paralelo. Tc y Td son aún más fino. Tc se caracteriza por estratificación cruzada. Td se caracteriza por

laminaciones paralelas, como lo es Te, que representa la deposición de la arcilla de la suspensión durante un período de reposo de tiempo entre la deposición de corrientes de tubidez de arena.

FIGURA 3.45

3.3.1.2 ESTRUCTURAS FORMADAS POR SEDIMENTOS DE CARGA.

Otro grupo de estructuras sedimentarias físicas comprende "estructuras de carga". Estructuras de carga se forman cuando una capa de sedimento se deposita en la parte superior de otro, la capa de sedimento más suave. Si la capa superpuesta es más densa que la capa subyacente (como la arena que recubre el barro), la arena puede hundirse en el fango subyacente, formando un patrón característico de protuberancias descendentes de arena llamados estructuras o elencos de carga. El barro conserva esta estructura de carga de múltiples saliente, por lo que se convierte en litifica junto con las capas de piedra arenisca y lutolita plana y horizontal Fig( 3.46). En formaciones rocosas que se han sido inclinadas o anuladas por actividad tectónica, las estructuras de carga indican si un lecho sedimentario particular ha sido revocada o está en la misma posición que estaba cuando fue depositado.

3.3.1.3. ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS DE EROSIÓN

No todas las estructuras sedimentarias físicas son de deposición en la naturaleza; algunos pueden ser de erosión. De hecho, las corrientes y las olas fuertes pueden erosionar el sedimento que era previamente depositado en los ríos o a fondos marinos. La figura 3.47 muestra una gran superficie de erosión que corta por debajo una arenisca subyacente de un ambiente de depósito distinto. La figura 3.48 muestra una superficie de socavación erosiva más pequeña en un plano de

estratificación de arenisca. Ondulaciones ocurren en parte de la superficie, lo que indica que las corrientes que erosionaron la superficie del sedimento también eran capaces de mover el sedimento erosionado.

Las marcas dejadas por herramientas y ranura son otro conjunto de características producida por la erosión de los sedimentos. La figura 3.49A muestra un geólogo mirando debajo de un lecho sedimentario, porque aquí es donde marcas de herramientas y ranura tienden a localizarse. La figura 3.49B muestra cómo podría formar una marca surco de erosión. Una concha en la playa actúa como una barrera para el oleaje que entra. Cuando el oleaje llega a la cáscara, se genera un flujo turbulento en el lado corriente abajo de la cáscara, erosionando la arena allí. Si otra capa de sedimento se deposita en la parte superior de la arena erosionado, la litificación conservará esa característica debajo de la lecho de arena suprayacente. La figura 3.49C muestra marcas de herramientas en la parte inferior de un lecho de roca arenisca. Estas marcas fueron producidas por una piedra que se mueven a lo largo de una corriente en un fondo marino fangoso; el guijarro recorrió en el barro, y más tarde la socavación se rellenó con un lecho de arena, el cual, cuando es litificado, conserva el rastro del movimiento de la herramienta. La figura 3.49D muestra una marca de ranura se encuentran comúnmente en la parte inferior de lechos de piedra arenisca originalmente depositadas en ambientes marinos profundos. La función se denomina una "flute mark”. El flujo turbulento en el lecho erosionado a cabo una superficie de erosión que se ensancha hacia el exterior en la dirección de la corriente abajo. Posteriormente se llena de arena, seguido de una litificación, conservando esta característica. Las marcas de herramientas y ranura son excelentes indicadores de la dirección de transporte de la arena y pueden proporcionar pistas importantes sobre la dirección en la que la arena podría haber acumulado para formar un depósito.

3.3.1.4 INYECTITAS DE ARENISCA

Los diques de inyección de arenisca (inyectitas) son un inusual pero muy importante estructura sedimentaria física (fig. 3.51) que pueden aumentar el desempeño del yacimiento por encima de las expectativas en los campos donde son abundantes. Los diques de arenisca se forman en sedimentos depositados rápidamente, cuando la carga de sedimentos en un cuerpo de arena húmedo es suficiente para forzar la arena en un suprayacente (o, a veces subyacente) barro húmedo. En varios campos del Mar del Norte, el examen de núcleos ha revelado la presencia de diques de inyección de piedra arenisca (Fig3.51) que los shales aparentemente de corte transversal y que se conectan shales de corte transversal y se conectan capas de arenisca que de otro modo habrían sido separados por las intercalaciones de shales. (Fig. 3.52)(Cossey, 1994; Lonergan et al., 2000) Por lo

tanto, la conexión del yacimiento y la producción se ve forzada por la presencia de éstas.

FIGURA 3.52

3.3.2. ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS BIOGÉNICAS:

3.3.2.1. CUERPOS FÓSILES: Las estructuras sedimentarias biogénicas son aquellas producidas por organismos cuando ellos vivían en los sedimentos o en la superficie sedimentaria. Los cuerpos fósiles, como las conchas de ostras del Cretácico mostradas en la Fig 3.53, son indicadores directos de la presencia de organismos. Hay muchos cuerpos fósiles contenidos en las rocas, así como huesos de dinosaurios, dientes y colmillos de mamíferos, escamas de peces y conchas.

FIGURA 3.53

3.3.2.2. MARCAS FÓSILES: También hay indicadores indirectos de la presencia de organismos que vivían en los sedimentos que se han litificado desde entonces. Esos indicadores indirectos son llamados “Marcas fósiles”. Las huellas de los dinosaurios en la Fig. 3.53 y 3.55. Son un ejemplo; huellas de pájaros en la playa son otro ejemplo Fig 3.56. Una impresión en una hoja es un tercer ejemplo Fig. 3.56B. A diferencia de estos ejemplos, la mayoría de las marcas fósiles son pequeñas y son producidas por pequeños organismos como gusanos y cangrejos (O sus ancestros). Estas marcas pequeñas de fósiles generalmente se dividen en dos grupos: los que están en los planos de estratificación de las ricas fig. 3.57 y

aquellos que se encuentran perpendiculares a los estratos fig. 3.58. Hay razones ambientales para estos dos grupos. Los organismos como los gusanos, viven relativamente protegidos, en un ambiente de agua tranquila como podría ocurrir en un pantano, son libres de moverse a la superficie en busca de comida. Ellos dejan marcar de sus movimientos en la superficie sedimentaria.

FIGURA 3.55

Pero, en un ambiente de mayor energía, tal como en la parte plana del mar que se encuentra sujeto a fluctuación de humedad (Marea Alta) y de sequía (Marea Baja), los organismos no están libres de moverse en la superficie pero sí en la parte inferior de ellas, esperando por comida que viene con la marea. Ese organismo dejará como rastro una madriguera más o menos vertical. Por tanto, las marcas de los fósiles son buenos indicadores del ambiente sedimentario de depositación de la roca en las que se encontraron.

Hay diferentes tipos de marcas de los fósiles, con diferentes tamaños y formas. Los científicos que han estudiado las marcas de los fósiles han estado en capacidad de clasificarlas en grupos llamados “ignofacies”, que son definidas como conjuntos de marcas fósiles que son muestra de las condiciones particulares del ambiente de depositación, como la profundidad del agua, la cantidad de energía y la influencia de las mareas Fig 3.59.

FIGURA 3.59

Cuando se examinan núcleos de un depósito, todas las marcas fósiles pueden ser identificadas, porque ellas proporcionan un conocimiento sobre el ambiente de depositación Fig 3.59. Por ejemplo, Las icnofacies Cruzianas y de Skolitos fig. 3.60, son un buen indicador de las condiciones dentro de una ambiente de depositación superficial marino-shoreface, y además proporcionan un medio para identificar subambientes Fig 3.61. Esta es una caracterización importante de los yacimientos. Las icnofacies Skolithos son indicativas de un ambiente de depositación arenoso que es una icnofacie Cruziana Figs 3.60 y 3.61.

FIGURA 3.60

FIGURA 3.61

Cuando Skolithos es encontrada en un núcleo de un yacimiento de arenisca, se puede predecir la dirección en la que la mayor parte de arena se encuentra. Marcas fósiles también pueden afectar la calidad de la formación y el espesor y continuidad de las arenas que la conforman. Por ejemplo, si las arenas rellenan las madrigueras de manera significativa en un estrado subyacente de loso, el espesor efectivo del estrato aumenta Fig 3.62. Si un estrato de areniscas contiene abundancia de madrigueras rellenas con lodo, la permeabilidad efectiva y la porosidad será menor Fig 3.62B.

Si las intercalaciones de areniscas con shale contienen madrigueras rellenadas con arena que se extienden a través de los estratos, la conexión vertical de estas aumentará Fig. 3.62C. Por otro lado si las madrigueras están llenas de lodo, los estratos pueden convertirse en discontinuos Figs. 2.62C y 3.63.

FIGURA 2.62

FIGURA 2.63

3.3.3. ESTRUCTURAS SEDIMENTARIAS QUÍMICAS: Las estructuras sedimentarias químicas son el producto de la precipitación química de minerales que ocurre en los sedimentos antes de su litificación. Las concreciones son las estructuras más comunes Fig. 3.64.

Las concreciones formadas por la precipitación de un mineral a partir soluciones que viajan con el sedimento. A menudo, un grano de arena o un fragmento de cascara actuará como un núcleo en el cual se dará la precipitación. El resultado es una concreción o serie de ellas en el estrato de sedimentos Fig. 3.65.

FIGURA 3.65

Las concreciones son muy importantes en los análisis de registros, ya que comúnmente están compuestas de minerales de siderita, ricos en iones carbonato. Debido a la densidad de este mineral es mayor que el de la arenisca, la concreción puede arrojar resultados erróneos o engañosos en los registros. También, las concreciones pueden forman estratos en un secuencia de roca sedimentaria Fig. 3.65; si el estrato contiene las concreciones suficientes, puede

actuar como un deflector o una barrera para el flujo del fluido Fig. 3.66. Concreciones son fácilmente identificables en los núcleos o en la imagen del pozo obtenida por los registros Fig. 3.67

FIGURA 3.67

RESUMEN

En resumen, las estructuras sedimentarias físicas, biogénicas y químicas son importantes para muchos aspectos de la caracterización de yacimientos y se debe incluir en cada caracterización, si el analista está utilizando núcleos, registros de pozo-imagen, o un afloramiento analógico. Las estructuras sedimentarias proporcionan información importante sobre el ambiente de depósito de la roca del yacimiento, y de que la información se puede determinar el alcance y la geometría del yacimiento, su tendencia, cualquier impedimento probable que la producción de hidrocarburos. La porosidad y permeabilidad y, en particular, las trayectorias de flujo de fluido, también se ven afectados y guiados por cómo los granos de sedimento se organizan en estructuras específicas. Por último, hay que tener presente que algunas estructuras sedimentarias pueden producir resultados engañosos o erróneos.