La dolomía: Aspectos de un mineral desconcertante

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La dolomía: Aspectos de un mineral desconcertante

La dolomía es un carbonato metaestable. Se forma en una diversidad de ambientes

claramente diferentes y puede cambiar a medida que se modifican las condiciones.

El modo de formación incide en la morfología de la dolomía y, por consiguiente,

impacta las estrategias de exploración y producción. Los nuevos enfoques en materia

de evaluación de los carbonatos están ayudando a los geocientíficos a descubrir la

dolomía de calidad prospectiva, a pesar de su naturaleza heterogénea y a menudo

enigmática.

Mishari Al-AwadiKuwait Oil CompanyEast Ahmadi, Kuwait

William J. ClarkWilliam Ray MooreDenver, Colorado, EUA

Michael HerronTuanfeng ZhangWeishu ZhaoCambridge, Massachusetts, EUA

Neil HurleyDhahran, Arabia Saudita

Djisan KhoEast Ahmadi, Kuwait

Bernard MontaronDubai, Emiratos Árabes Unidos

Fadhil SadooniUniversidad de QatarDoha, Qatar

Traducción del artículo publicado en inglés en Oilfield Review Otoño de 2009: 21, no. 3.Copyright © 2009 Schlumberger.Por su colaboración en la preparación de este artículo, se agradece a Tony Smithson, Northport, Alabama, EUA.Carbonate Advisor, CMR, EcoScope, ECS, ELAN, Litho-Density y MDT son marcas de Schlumberger.En este artículo la sigla RMN está en español y significa resonancia magnética nuclear. “Me parece que deberías ser más

explícito aquí, en el paso dos.”

Modificado con la autorización de Sidney Harris, copyright ScienceCartoonsPlus.com.

Volumen 21, no. 3 33

La dolomía es un mineral complejo. Puede preci-pitar directamente de soluciones que contienen iones de magnesio, calcio y carbonato para formar cemento o sedimento no litificado. No obstante, la mayor parte de la dolomía se forma mediante la alteración química de la roca carbonatada o del sedimento precursor; principalmente caliza o lodos calcáreos. Estos carbonatos tienden a ser inestables y están compuestos fundamentalmente por calcita o su polimorfo termodinámicamente más inestable, la aragonita. Si estos materiales precursores se exponen a fluidos ricos en conte-nido de magnesio, es probable que una porción de los iones de calcio sea reemplazada por iones de magnesio para formar un carbonato más estable de calcio y magnesio denominado dolomía.

La dolomía se encuentra en una amplia gama de ambientes, incluyendo filones hidrotermales, lagos, océanos someros, lagunas y cuencas de evaporación. Las teorías en torno a los orígenes de la dolomía continúan desarrollándose. Entre la controversia y la especulación, se han pro-puesto muchos modos de origen a través de los años que han sido descartados prácticamente en su totalidad.1

Un mineral común que forma rocas sedimen-tarias, la dolomía no es simplemente una asocia-ción de magnesio, calcio y carbonato (derecha). Por el contrario, se trata de un mineral metaesta-ble de dudoso linaje con una composición quí-mica y una estructura atómica variables. Durante un lapso determinado de tiempo geológico, puede existir de una forma determinada para pasar luego a un estado más estable cuando su equili-brio se perturba; principalmente a través de los cambios producidos en la presión, la temperatura o la química. Los cristales pueden incluso aumen-tar de tamaño, por lo cual sus primeras generacio-nes tal vez sean transformadas subsiguientemente en formas cada vez más estables.

Este proceso puede reiterarse numerosas veces durante el sepultamiento y la diagénesis, formándose cada una de las nuevas fases mediante la disolución parcial o completa de una dolomía previa. La recristalización puede ser beneficiosa para la formación de yacimientos cuando genera porosidad intercristalina; sin embargo, los incre-mentos producidos en la porosidad pueden ser anulados posteriormente por la precipitación del cemento dolomítico que rellena los poros, o por el desarrollo de cristales dolomíticos que forman grandes cristales entrelazados.

Dado que la morfología de un cuerpo dolomí-tico es controlada por los procesos que la crearon, los geocientíficos usualmente tratan de integrar el

modo de origen en sus estrategias de exploración. No obstante, con el tiempo, la recristalización de la dolomía metaestable puede borrar todos los vestigios del modo de origen más primigenio del mineral, con lo que las generaciones subsiguien-tes quizás sólo reflejen el ambiente de recristali-zación más reciente.2 A través del ocultamiento de su modo de origen, es posible que la recristali-zación de la dolomía entorpezca las campañas de exploración.

Algunas dolomías alojan yacimientos excepcio-nales caracterizados por altos valores de porosidad y permeabilidad. Por consiguiente, las compañías de E&P se esfuerzan por pronosticar dónde su barrena de perforación hallará más posibilidades de encon-trar dolomía de calidad prospectiva; a pesar de sus complejidades químicas y sus modos de origen ocultos. Este artículo describe diversos modos y ambientes en los que se forma la dolomía, además de los procesos que rigen el mejoramiento o la destrucción de su porosidad. Por otro lado, examina los problemas que se plantean a la hora de interp-

retar los datos provenientes de los registros de pozo convencionales y provee una visión de las herramientas y metodologías de avanzada, uti-lizadas para la evaluación de los yacimientos en estas rocas enigmáticas.

Un léxico metaestable Dado que se trata de una ciencia descriptiva, basada en observaciones efectuadas en el campo, la geología depende de un léxico que se ajusta con precisión. Cuando se transfiere de una analo-gía a otra, la terminología geológica tiende a evolucionar. La geología de la dolomía abunda en esos términos.

La dolomía debe su nombre a Déodat Gratet de Dolomieu (1750–1801), un geólogo pintoresco y un tanto controvertido que describió la presencia de exposiciones de rocas calcáreas en los Alpes meri–dionales del noreste de Italia.3 Dolomieu observó que estas rocas parecían calizas pero no entraban en efervescencia como lo hace la caliza cuando se la trata con un ácido débil. De manera que, si bien

1. A pesar de más de 200 años de investigación, el origen de la dolomía sigue siendo un tema considerablemente controvertido; en parte por el conocimiento deficiente de las condiciones químicas, biológicas e hidrológicas críticas, y en parte porque los datos petrográficos y geoquímicos permiten más de una interpretación.

Para obtener más información sobre esta controversia, consulte: Machel HG: “Concepts and Models of Dolomitization: A Critical Reappraisal,” en Braithwaite CJR, Rizzi G y Darke G (eds): The Geometry and Petrogenesis of Dolomite Hydrocarbon Reservoirs. Londres: Geological Society, Special Publication 235 (2004): 7–63.

2. Warren J: “Dolomite: Occurrence, Evolution and Economically Important Associations,” Earth Science Reviews 52, nos. 1–3 (Noviembre de 2000): 1–81.

MattV_ORAUT09_Fig_1_2

CalcitaCaCO3

DolomíaCaMg(CO3)2

AnqueritaCaFe(CO3)2

MgCO3Magnesita

FeCO3Siderita

> Serie de solución sólida. En su estado más puro, la dolomía cae en la línea de la calcita-magnesita en la serie de solución sólida de calcita, magnesita y siderita. Si bien la composición de la dolomía se expresa como [CaMg(CO3)2], la dolomía natural oscila entre aproximadamente Ca1.16 Mg0.84(CO3)2 y aproximadamente Ca0.96 Mg1.04(CO3)2.

3. de Dolomieu DG: “Sur un genre de pierres calcaires très peu effervescente avec les acides et phosphorescentes par la collision,” Journal de Physique 39 (Octubre de 1791): 3–10.

Para obtener una perspectiva actualizada, consulte: Zenger DH, Bourrouilh-Le Jan FG and Carozzi AV: “Dolomieu and the First Description of Dolomite,” en Purser BH, Tucker ME y Zenger DH (eds): Dolomites: A Volume in Honor of Dolomieu. Boston, Massachusetts, EUA: Blackwell Scientific, International Association of Sedimentologists, Special Publication 21 (1994): 21–28.

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el rótulo de dolomía se aplicó primero a la roca, también designa al componente mineral principal y al sistema montañoso en el que fue descripto por primera vez (arriba).

En 1948, para distinguir entre la roca y el mine-ral, se introdujo el término roca dolomítica.4 Este nombre se refiere a la roca formada de la dolomía mineral (más del 75%), junto con otros minerales.5 La dolomicrita se forma cuando la dolomía reem-plaza a los lodos cristalinos muy finos.

Otros investigadores consideraron necesario diferenciar los distintos tipos de dolomía e introdu-jeron nuevos términos para dar cuenta de las variaciones del contenido de magnesio y calcio. La composición ideal de la dolomía consta de partes iguales de Ca y Mg en capas alternadas separadas

por capas de CO3. Cuando el carbonato de calcio [CaCO3] se incrementa en un 10%, o un porcentaje superior, por encima de su composición ideal, el mineral es denominado como dolomía con alto contenido de calcio; alternativamente, también puede denominarse dolomía calcítica o dolomía calcárea. Con una reducción del contenido de carbonato de magnesio [MgCO3], de manera que el CaCO3 oscile entre el 50% y el 90%, la roca puede denominarse caliza dolomítica. La reduc-ción ulterior del MgCO3, hasta alcanzar un porcentaje que oscila entre 5% y 10%, se traduce en caliza magnesiana, aunque algunos consideran obsoleto este término. Con menos del 5% de MgCO3, la roca precursora se denomina simple-mente caliza.

La protodolomía es una precursora metaesta-ble de la dolomía. Si bien se aproxima a la dolo-mía en cuanto a composición química, se dice que su ordenamiento es deficiente o que carece de las redes cristalinas bien desarrolladas que se encuentran en la dolomía estequiométrica orde-nada y madura.6 Como sucede con otros términos contemplados en este análisis, algunos lo elimi-narían del vocabulario asociado con la dolomía, aunque para otros es útil.

El vocablo plural dolomías puede utilizarse para describir colectivamente diferentes tipos de dolomía que varían en textura, composición o génesis.7 Cuando se describe un carbonato que ha estado sometido a un proceso de reemplazo, puede utilizarse el adjetivo dolomitizado.

Las dolomías pueden dividirse en dos familias principales. Las dolomías penecontemporáneas se forman inmediatamente después de la deposita-ción de los precursores de los carbonatos como resultado de las condiciones geoquímicas que pre-valecen en el ambiente de depositación de la roca precursora. La mayor parte de las dolomías pene-contemporáneas son de edad Holoceno y se limi-tan a ciertos ambientes lagunares o lacustres evaporíticos. Las dolomías postdeposicionales se forman después que el sedimento carbonatado ha sido depositado y removido subsiguientemente de la zona de sedimentación activa. Esto puede suce-der a través de la progradación de la superficie sedimentaria, el sepultamiento y la subsidencia, el levantamiento y la emergencia, o las fluctua-ciones eustáticas del nivel del mar. Casi todos los ejemplos de rocas dolomíticas macizas y regional-mente extensivas son postdeposicionales.8

Según cómo se forman, se han planteado dis-tinciones importantes pero confusas entre diver-sos tipos de dolomía. El modo de origen de una dolomía es un concepto importante que puede relacionarse con su orientación general y su extensión areal en el subsuelo. La dolomía pri-maria consta de partículas que se formaron pri-mero como dolomía mediante la precipitación

> Del más pequeño al más grande. El rótulo de dolomía puede aplicarse al mineral (izquierda), a la roca (centro) y al sistema montañoso (derecha).

MattV_ORAUT09_Fig_2

4. Shrock RR: “A Classification of Sedimentary Rocks,” The Journal of Geology 56, no. 2 (Marzo de 1948): 118–129.

5. La popularidad de este término ha sufrido altibajos a través de los años, principalmente porque la designación dolomía posee prioridad histórica para la roca. No obstante, el término roca dolomítica quizás logre aceptación una vez más a medida que los investigadores procuren evitar ambigüedades.

6. Machel, referencia 1. 7. Machel, referencia 1. 8. Machel, referencia 1. 9. Rodgers J: “Terminology of Limestones and Related

Rocks: An Interim Report,” Journal of Sedimentary Petrology 24, no. 4 (Diciembre de 1954): 225–234.

10. Warren, referencia 2.11. Sun SQ: “Dolomite Reservoirs: Porosity Evolution and

Reservoir Characteristics,” AAPG Bulletin 79, no. 2 (Febrero de 1995): 186–204.

12. Lucia FJ: “Origin and Petrophysics of Dolostone Pore Space,” en Braithwaite CJR, Rizzi G y Darke G (eds): The Geometry and Petrogenesis of Dolomite Hydrocarbon Reservoirs. Londres: Geological Society, Special Publication 235 (2004): 141–155.

Halley RB y Schmoker JW: “High-Porosity Cenozoic Carbonate Rocks of South Florida: Progressive Loss of Porosity with Depth,” AAPG Bulletin 67, no. 2 (Febrero de 1983): 191–200.

13. In 1837, Jean-Baptiste Élie de Beaumont utilizó un modelo de intercambio de calcio por magnesio, mol por mol, para dar cuenta de la porosidad vugular de las rocas dolomíticas de los Alpes Tiroleses. Élie de Beaumont J-B: “L’application du calcul à l’hypothèse de la formation par épigenie des anhydrites, des gypses, et des dolomies,” Bulletin de la Société Géologique de France 8 (1837): 174–177.

14. Powers RW: “Arabian Upper Jurassic Carbonate Reservoir Rocks,” en Ham WE (eds): Classification of Carbonate Rocks—A Symposium. Tulsa: The American Association of Petroleum Geologists, AAPG Memoir 1 (1962): 122–192.

Esta relación entre la dolomitización y la porosidad también es analizada por Lucia, referencia 12.

15. Murray RC y Pray LC: “Dolomitization and Limestone Diagenesis—An Introduction,” en Pray LC y Murray RC (eds): Dolomitization and Limestone Diagenesis: A Symposium. Tulsa: Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, SEPM Special Publication 13 (1965): 1–2.

16. Murray and Pray, referencia 15.17. Weyl PK: “Porosity Through Dolomitization:

Conservation-of-Mass Requirements,” Journal of Sedimentary Research 30, no. 1 (Marzo de 1960): 85–90.


directa del agua de mar u otra solución acuosa. Este proceso genera sedimentos dolomíticos no litificados. No obstante, los investigadores poste-riores asignaron la denominación de primaria a la dolomía, en base a su posición en la estructura de la roca.9 Primaria, en este caso, se refiere a la dolomía que precipitó directamente por encima, en o dentro del sedimento, formándose además al mismo tiempo que los sedimentos. Por consi-guiente, al término geoquímico primaria se le adjudica un contexto estratigráfico.

No todos los precipitados caen dentro de la cla-sificación de primaria. Un tipo diferente de preci-pitado posee implicancias más negativas en el campo petrolero. Esta dolomía precipita de solu-ciones acuosas en forma de cemento que rellena poros.

Las dolomías secundarias se forman a través del reemplazo de CaCO3 por CaMg(CO3)2. Actualmente, la expresión “de reemplazo” (replacive) o alguna variación de la misma, parece estar eclipsando al término secundaria.

Por consiguiente, la precipitación es responsa-ble tanto de la dolomía primaria como del cemento que rellena los poros. Por otro lado, la dolomitiza-ción forma dolomía secundaria o de reemplazo. Lamentablemente, el último término se utiliza con frecuencia para describir procesos claramente diferentes. Muchos utilizan este término en forma general para describir el proceso en el que los iones de magnesio reemplazan a los iones de cal-cio o ambientes en los que la precipitación con-duce a la formación de sedimentos no litificados o cementos que rellenan los poros. Algunos especia-listas consideran que ese uso otorga demasiada amplitud. Para esos especialistas, el término dolo-mitización no debería aplicarse a la cementación de la dolomía o a casos en los que el fluido hidro-termal conduce a la recristalización de las dolo-mías preexistentes y lo reservan exclusivamente para la reacción de reemplazo.

Esta breve visión del léxico asociado con la dolomía provee la crónica de los intentos realiza-dos por los geocientíficos para llegar a entender la naturaleza de un mineral desconcertante. A pesar de la complejidad inherente a la dolomía, las compañías de E&P poseen historias exitosas en lo que a la explotación de estas formaciones se refiere.

La mineralización y la calidad de los yacimientos Las campañas de exploración, que apuntaron específicamente a los yacimientos de dolomía como objetivos, se amortizaron a través de nume-rosos campos de petróleo y gas en todo el mundo. Se estima que hasta un 50% de los yacimientos

carbonatados de todo el mundo se encuentran en dolomías, y en América del Norte esa estimación llega al 80%.10 Los yacimientos de dolomía también alojan volúmenes significativos de hidrocarburos en Rusia, el noroeste y el sur de Europa, el norte y el oeste de África, Medio Oriente y el Lejano Oriente (arriba).

La formación de la dolomía posee un efecto pronunciado sobre la calidad de los yacimientos, aunque no todas las dolomías conforman buenos yacimientos. En algunos yacimientos, es perjudi-cial para la producción. La permeabilidad, la solubilidad y la estructura depositacional origi-nal de una roca o de un sedimento carbonatado, así como la química, la temperatura y el volumen de los fluidos dolomitizadores, inciden en su tota-lidad en la calidad de los yacimientos de dolomía. Frente a estas variables, la dolomitización puede mejorar, preservar o destruir la porosidad.11

Existen al menos dos líneas de pensamiento en cuanto a la porosidad de la dolomía: para algu-nos geólogos, la porosidad de la roca dolomítica es heredada de la caliza precursora.12 Otros adhieren a la afirmación generalizada según la cual la con-versión química de la caliza en roca dolomítica se traduce en un incremento de la porosidad del 12% porque el volumen molar de la dolomía es más pequeño que el de la calcita.13

Los estudios modernos, llevados a cabo en dife-rentes partes del mundo, muestran cambios inte-resantes en la porosidad y la permeabilidad con el incremento del volumen de dolomía. Por ejemplo, una evaluación de los carbonatos jurásicos Arab-D del Campo Ghawar, situado en Arabia Saudita, indicó una reducción constante de la porosidad y la permeabilidad al aumentar el volumen de dolo-mía de 10% a 80%.14 Sin embargo, al ser reempla-zado un 80% a un 90% de la roca por dolomía, se

incrementaron tanto la porosidad intercristalina como la permeabilidad, y más allá del 90%, la poro-sidad y la permeabilidad se redujeron nuevamente al incorporarse más dolomía a la roca. La obten-ción de resultados similares de los carbonatos missi-ssippianos de Saskatchewan, en Canadá, indicó que en los carbonatos que contenían entre un 80% y un 90% de dolomía se desarrollaba un máximo grado de porosidad.15 Estos ejemplos destacan pro-cesos importantes que tienen lugar a medida que se forma la dolomía; procesos que pueden afectar la calidad del yacimiento.

Se cree que la mayor parte de las dolomías se formó a través del reemplazo de los sedimentos calcíticos o aragoníticos preexistentes. La dolo-mitización se produce con más facilidad en los barros cálcicos que en las areniscas carbonatadas más gruesas porque los lodos poseen un mayor número de sitios de nucleación en los que pueden formarse cristales dolomíticos.16 Durante las pri-meras etapas de la dolomitización en los carbo-natos dominados por la presencia de lodo, la porosidad se reduce levemente conforme los cris-tales de dolomía avanzan sobre el espacio ocupado previamente por el lodo. A medida que se sepulta la dolomía, la compactación mecánica causada por el peso de los estratos de sobrecarga en constante aumento, reduce aún más la porosidad.

No obstante, conforme continúa el proceso de dolomitización, los cristales de dolomía comien-zan a desarrollar una estructura de soporte. Para el momento en que un carbonato alcanza un volu-men aparente de dolomía del 80%, ya ha adqui-rido una estructura con predominio de granos en la que los cristales de dolomía esencialmente soportan los estratos de sobrecarga, inhibiendo sustancialmente la compactación.17 Ésta es una de las razones por las que la dolomía antigua o

> Distribución de las cuencas (puntos azules) que alojan la producción proveniente de los yacimientos de dolomía. La mayor parte de estas cuencas ocupan una posición a lo largo de una extensa faja situada entre 60° de latitud norte y sur del ecuador. (Tomado de Sun, referencia 11.)

MattV_ORAUT09_Fig_3

60°N

30°N

30°S

60°S

0°

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sepultada profundamente a menudo es mucho más porosa que la caliza asociada (arriba). Existen más probabilidades de que los valores más altos de porosidad y permeabilidad se preserven en la roca dolomítica que en la caliza, porque la estructura de soporte de los cristales de dolomía proporciona mayor resistencia a la compresión; por ende, la caliza es más susceptible a la compactación.

Con una dolomitización superior al 90%, la pérdida de porosidad puede atribuirse a la adi-ción de carbonato y magnesio mediante un pro-ceso denominado sobredolomitización. Luego de una fase inicial de reemplazo en la que la calcita es reemplazada por la dolomía, puede tener lugar una fase de relleno de poros, por la cual la dolo-mía precipita para formar sobrecrecimientos cristalinos o cemento que ocluye los poros. De este modo, la sobredolomitización hace que las rocas dolomíticas modernas posean menos poro-sidad que las calizas asociadas.18

La formación de cristales de dolomía también interviene en la calidad del yacimiento. La dolo-mía frecuentemente forma cristales más grandes

que la calcita que reemplaza. El tamaño agran-dado de los cristales se asocia con los incrementos producidos en el tamaño de las gargantas de poros y la uniformidad de los poros, lo cual incrementa la permeabilidad en las rocas dolomíticas.19

Dado que la calidad de un yacimiento dolomí-tico se caracteriza por su textura, esta interrela-ción de la forma de los cristales y el tamaño, la orientación y el empaque de granos dentro de una roca también puede afectar la calidad del yacimiento. Los esquemas de clasificación textu-ral ayudan a los geólogos a inferir los procesos que controlaron la nucleación y el crecimiento de los cristales.20 Un esquema de clasificación de dolomías ampliamente aceptado se basa en las relaciones de borde de los cristales y divide las texturas en dos tipos: planares y no planares. Los cristales planares se dividen a su vez en euhedra-les y subhedrales (abajo).

La dolomía planar se forma tanto en ambientes diagenéticos someros como en ambientes diagené-ticos de sepultamiento. La textura se desarrolla cuando los cristales experimentan un crecimiento facetado con las interfaces planares, caracterís-tico de los cristales de dolomía formados durante los primeros estadios de la diagénesis y, bajo cier-tas condiciones, a temperaturas elevadas en el subsuelo. En relación con la dolomía planar exis-ten dos poblaciones en cuanto a la relación entre la porosidad y la permeabilidad. • Dolomía planar-e (euhedral): Esta textura, a

menudo aludida como “sucrósica,” forma impor-tantes yacimientos en todo el mundo. La permeabilidad varía considerablemente con la porosidad. En la dolomía planar-e se encuen-tran tamaños uniformes de gargantas de poros y sistemas de poros bien interconectados, como se observa en los datos de presión capilar y en

> Texturas de las dolomías. La dolomía puede dividirse en una textura planar y una textura no planar (extremo superior). La textura planar se subdivide a su vez en euhedral y subhedral. La dolomía euhedral (planar-e) se caracteriza por la presencia de caras cristalinas bien desarrolladas con bordes netos, en las que el área existente entre los cristales es porosa o está rellena con otro mineral. Los granos de dolomía subhedral (planar-s) siguen siendo planares pero menos claros que los granos planares-e y muestran bordes comprometidos entre los cristales. La dolomía no planar está compuesta por granos anhedrales que carecen de caras cristalinas bien desarrolladas. Estos granos anhedrales se encuentran estrechamente empacados con bordes cristalinos curvos, lobulados, dentados o de otro modo irregulares (Adaptado de Sibley y Gregg, referencia 20.) Algunos ejemplos reales de estas texturas son captados en micrografías de secciones delgadas pulidas, obtenidas a través de un microscopio petrográfico bajo luz polarizada. La dolomía euhedral (extremo inferior izquierdo) de un yacimiento de edad Cretácico de Medio Oriente exhibe caras bien desarrolladas, asociadas con la porosidad intercristalina. La dolomía subhedral (extremo inferior central) fue obtenida de un yacimiento Triásico del norte de la Plataforma de Arabia. La dolomía anhedral de un yacimiento Jurásico de la Cuenca de Arabia (extremo inferior derecho) muestra una carencia de caras cristalinas y cristales entrelazados que destruyen la porosidad. (Fotografías, cortesía de Fadhil Sadooni.)

MattV_ORAUT09_Fig6_2

Textura planar

Incremento de la temperatura

Textura no planar

Euhedral Subhedral Anhedral

> Pérdida progresiva de la porosidad con la pro-fundidad. Como cabe esperar, los intervalos de caliza y dolomía de la Cuenca South Florida en ambos casos muestran reducciones de la porosi-dad a medida que aumenta la profundidad. Las calizas tienden a ser más porosas a profundida-des más someras. No obstante, por debajo de 1,700 m (5,600 pies), la tasa de declinación de la porosidad efectivamente se retarda para las dolomías (azul) ya que se vuelven menos suscep-tibles a la diagénesis y a la recristalización que las calizas más reactivas (verde). (Tomado de Allan y Wiggins, referencia 19.)

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0 0

1,000

2,000

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0 10

Prof

undi

dad,

pie

s

Prof

undi

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m

20 30 40 50 60Porosidad, %

75% a 100% de dolomía

75% a 100%de caliza


el análisis de moldes de poros efectuado con el microscopio de barrido electrónico (SEM).

• Dolomía planar-s (subhedral): La permeabili-dad es más baja que en la dolomía planar-e y no se incrementa tan rápido con el incremento de la porosidad. En esta dolomía no se observan tama-ños de gargantas de poros uniformes y sistemas de poros bien conectados, debido probablemente a la persistencia de la cementación durante la diagénesis.

La dolomía no planar existe en el subsuelo a temperaturas de más de 50ºC [122ºF]. Esta dolo-mía no muestra ninguna correlación significativa entre la permeabilidad y la porosidad (abajo). La permeabilidad en la dolomía no planar se atribuye a menudo a rasgos de porosidad secundaria, tales

como las fracturas o las cavidades (vacuolas) interconectadas, más que a la porosidad inter-granular observada entre los cristales.21

Los investigadores continúan develando los misterios de la mineralización de la dolomía. El descubrimiento de que la dolomía es metaestable constituyó una revelación que ayudó a los geo-científicos a explicar las variaciones de las pro-porciones químicas y el orden estructural que se observan a medida que el mineral se desarrolla. La dolomitización no constituye un solo evento sino una secuencia de respuestas causadas por la modificación de las condiciones geológicas.

Modos de formación de la dolomíaSe han identificado muchos ambientes de dolo-mitización. Algunos producen geometrías de yacimientos únicas que inciden directamente so-bre la estrategia de exploración.

En lugar de describir todos los tipos de forma-ción de dolomía, el análisis siguiente se centra principalmente en los modos que hacen posibles dolomías de espesor suficiente para constituirse en objetivos exploratorios. Esto implica, además, que el análisis cubra fundamentalmente a la dolomía secundaria o de reemplazo. En algunos casos, se debe deducir la distinción entre las con-diciones modernas y las condiciones antiguas, porque los ambientes actuales no necesaria-mente reflejan las condiciones en las cuales se

formaron las dolomías antiguas. Primero se anali-zan tres modelos y ambientes hidrológicos bien establecidos, junto con algunas de sus variables, y la sección concluye con los casos hidrotermales y bacterianos.

Modelo de reflujo de salmueras—Probable-mente, el concepto más popular de la formación de dolomía se encuentra expresado en el modelo de reflujo de salmueras y en variantes similares. En este ejemplo, el agua salada existente en una laguna restringida se evapora para formar una sal-muera hipersalina que se hunde en el fondo de la laguna y se filtra a través de los sedimentos cal-cáreos infrayacentes a medida que fuga, o vuelve al mar por reflujo (arriba). Conforme se filtra a través de los poros de la roca infrayacente, el mag-nesio de la salmuera reemplaza parte del calcio contenido dentro de los componentes aragonita y calcita de la caliza, convirtiéndolo en dolomía.

Este escenario fue propuesto en el año 1960 para explicar las extensivas dolomías lagunares y arrecifales asociadas con las evaporitas de plata-forma de la Cuenca Pérmica situada en el oeste de Texas, EUA.22 Desde entonces, se ha recono-cido el fenómeno de dolomitización por reflujo en núcleos de otras áreas, en las que la intensidad de la dolomitización se reduce con la distancia respecto del contacto evaporita-carbonato. En la actualidad, los ambientes hipersalinos—en los que la salinidad del agua aumenta superando a la

> Porosidad versus permeabilidad. El análisis cuantitativo de los diferentes tipos texturales indica que la permeabilidad de las dolomías no está relacionada directamente con la porosidad total o el tamaño de los cristales sino con la co-nectividad de las gargantas de poros. Existe una fuerte relación entre el incremento de la porosi-dad y de la permeabilidad en las dolomías plana-res-e (extremo superior, verde), y una fuerte relación aparente en las dolomías planares-s (azul). El coeficiente de correlación (r) entre la porosidad y la permeabilidad en las dolomías no planares (extremo inferior, amarillo) es bajo, puesto que la permeabilidad en este tipo de do-lomía es una función de los rasgos secundarios tales como las cavidades y fracturas conecta-das. Los puntos correspondientes a un valor de permeabilidad de 0.5 mD representan medicio-nes que cayeron por debajo del límite de deter-minación inferior del permeámetro y no forman parte de una tendencia estadística. (Tomado de Woody et al, referencia 21.)

MattV_ORAUT09_Fig_7

Porosidad total, % en volumen

105

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r = 0.99

r = 0.99100

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, mD

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0 5 10 15 20 25 30

Porosidad total, % en volumen0 5 10 15 20 25 30

Perm

eabi

lidad

, mD

r = 0.15

Dolomía planar-eDolomía planar-s

Dolomía no planar

> Reflujo de salmueras en un ambiente evaporítico. Un reborde (umbral, filón capa, manto) presente en dirección hacia el mar restringe la circulación de las aguas. Parte del agua de mar se evapora, haciendo que se incremente la densidad del agua. Las salmueras densas se sumergen por debajo de los sedimentos, refluyen a través del fondo de la cuenca o de la laguna y dolomitizan cualquier sedimento carbonatado que atraviesan. (Adaptado de Allan y Wiggins, referencia 19.)

MattV_ORAUT09_Fig_8

Evaporación

Incremento de la densidad del aguaAgua marina

evaporada densa

Flujo libreMar abierto

Reborde(umbral, filóncapa, manto)

vapo

Reflujo por filtración

18. Lucia, referencia 12.19. Allan JR y Wiggins WD: Dolomite Reservoirs:

Geochemical Techniques for Evaluating Origin and Distribution. Tulsa: The American Association of Petroleum Geologists, AAPG Continuing Education Course Note Series 36 (1993).

20. Sibley DF y Gregg JM: “Classification of Dolomite Rock Textures,” Journal of Sedimentary Research 57, no. 6 (Noviembre de 1987): 967–975.

21. Woody RE, Gregg JM y Koederitz LF: “Effect of Texture on Petrophysical Properties of Dolomite: Evidence from the Cambrian-Ordovician of Southeastern Missouri,” AAPG Bulletin 80, no. 1 (Enero de 1996): 119–132.

22. Adams JE y Rhodes ML: “Dolomitization by Seepage Refluxion,” AAPG Bulletin 44, no. 12 (Diciembre de 1960): 1912–1920.

38 Oilfield Review

del agua salada normal—se extienden en una faja situada entre aproximadamente 30º de lati-tud norte y sur. En la Cuenca Pérmica, las lagu-nas se desarrollaron por detrás de los arrecifes de barrera en una amplia plataforma inundada por las aguas someras de los mares Pérmicos. Los arrecifes impidieron el intercambio superficial de agua entre la laguna y el mar. La circulación restringida, combinada con la pérdida de agua por evaporación, redujo los niveles de agua de la laguna, incrementó la salinidad de las salmueras y favoreció la precipitación de las evaporitas. Al incrementarse la densidad de la salmuera con-centrada, ésta se hundió a través de la columna de agua y migró hacia las depresiones más bajas existentes en el fondo carbonatado de la laguna.

Desplazando el agua connata presente en la roca infrayacente, la salmuera hipersalina densa se filtró hacia abajo, a lo largo de trayectos de migración verticales, siguiendo los planos de estratificación sólo si se agotaban los trayectos verticales. En las rocas con permeabilidades variables, las salmueras de filtración migraron principalmente a través de las zonas porosas, pasando por alto las lentes de caliza más densas. Por consiguiente, las dolomías de grano grueso y porosas de edad Pérmico se limitan a capas com-puestas previamente por calizas gruesas y poro-sas. Por el contrario, las dolomías densas de grano fino ocupan posiciones en plataformas abiertas, donde normalmente se formarían cali-zas litográficas a base de lodo, extremadamente finas. Se observó que las texturas dolomíticas eran causadas por la permeabilidad primaria y la cristalinidad, más que por la dolomitización.

En este modelo, la migración errática de la salmuera hipersalina gobernó la dolomitización de amplias extensiones de roca carbonatada en la Cuenca Pérmica. Dentro de los carbonatos, los trayectos de reflujo de salmueras se desplazaron en dirección hacia el mar conforme retrocedie-ron las plataformas. Las lagunas, origen de las salmueras, también siguieron depósitos arrecifa-les formados por pulsos de avance progresivos. Al ser selladas por las evaporitas en avance, las zonas de fuga establecidas para las salmueras serían reemplazadas por salidas similares situa-das a más distancia en dirección hacia el mar. Con cada pulso de avance, las calizas arrecifales no invadidas previamente quedaron expuestas a las salmueras dolomitizadoras. La velocidad de la regresión fue geológica y tan lenta que la mayoría de las calizas se dolomitizaron antes de cortarse el suministro de salmuera.

La mayor parte de la dolomía moderna se aso-cia con soluciones hipersalinas.23 Se han docu-mentado condiciones modernas de reflujo de salmueras, en menor escala, en ambientes tales como las Islas de San Andrés, en el área marina de Colombia, las Islas Canarias, España y la Isla Caribeña de Bonaire, en las Antillas Holandesas.24

Una variación aún más conocida del reflujo de salmueras lagunares, a escala localizada, se observa quizás en el modelo de sabkha. En este escenario de clima árido, las marejadas o las mareas altas impulsan el agua de mar en dirección a la costa, sobre los sedimentos perimareales de una lla-nura de tipo sabkha. A medida que el agua super-ficial se introduce en el sedimento, parte de las aguas intersticiales se pierden por la evaporación

capilar, dejando una salmuera hipersalina. Aquí, la presión hidrodinámica genera el bombeo hidro-lógico para desplazar el Mg a través del sistema. A medida que se vuelve más concentrada, la sal-muera precipita aragonita y anhidrita o yeso; minerales que a veces forman un sello echado arriba en los yacimientos dolomíticos. La precipi-tación de estos minerales remueve el calcio de la solución pero deja inalterado el contenido de magnesio, incrementando así la relación Mg-Ca y favoreciendo la precipitación de dolomía o la dolomitización.25 La salmuera densa continúa fil-trándose hacia abajo dentro de los sedimentos calcáreos infrayacentes, y refluye nuevamente hacia su fuente (izquierda). La dolomía de tipo sabkha se asocia comúnmente con sedimentos y rasgos supramareales, tales como los estromatoli-tos algáceos, las anhidritas nodulares y los depósi-tos interestratificados generados por el viento.

Un excelente ejemplo del modelo de sabkha es el de las dolomías de la Formación Red River de edad Ordovícico, ubicadas en la Cuenca Williston de EUA y Canadá. Las sabkhas moder-nas están siendo sometidas a un estudio exten-sivo en Trucial Coast, Emiratos Árabes Unidos (UAE). Allí, la dolomitización tiene lugar sólo en la zona de recarga por tormentas y el volumen de dolomía se correlaciona con la frecuencia de la recarga.26

No obstante, los investigadores pusieron en tela de juicio el hecho de si el fenómeno de reflujo puede operar a escala regional, como se propuso originalmente. Las hidrologías de las dolomías modernas formadas por el reflujo de las salmue-ras nunca se aproximan a la escala de los proce-sos que produjeron la dolomitización de los carbonatos de plataforma, adyacentes a las eva-poritas antiguas. En los ambientes modernos, se han encontrado dolomías formadas por reflujo debajo de cortezas evaporíticas; sin embargo, las zonas de precipitación de evaporitas son a la vez localizadas y de pequeña escala.27 Las analogías modernas con los depósitos dolomíticos antiguos a menudo resultan difíciles de encontrar. Como sucede con otros modos, esta construcción con-ceptual popular debe ser aplicada caso por caso y de manera criteriosa.

Modelo de mezcla de aguas marinas y meteó-ricas—La posición estratigráfica, las asociacio-nes fósiles relacionadas y la falta de evaporita asociada indican que algunas dolomías no se for-man en un ambiente supramareal marino restrin-gido. Por el contrario, se encuentran en áreas en las que las aguas salinas ricas en Mg se mezclan

> Ambiente de reflujo tipo sabkha. Este esquema de sedimentos perimareales, en una estructura de tipo sabkha de la península de Qatar, muestra otra variante del tema del reflujo. El agua de mar es impulsada hacia tierra firme durante las marejadas, se concentra a través de la evaporación, y luego se filtra en el sedimento infrayacente para refluir hacia su fuente. (Adaptado de Warren, referencia 2.)

MattV_ORAUT09_Fig_9

Supramareal

Nivel de agua

Intermareal

SubmarealMarea alta

Marea baja

Evaporación

Reflujo por filtración

Crecida debida a una tempestad


con agua meteórica dulce. Las formaciones dolo-míticas modernas y antiguas de todo el mundo sustentan variantes con respecto a este tema.

Una de esas variantes se basa en las facies dolomíticas generalizadas asociadas con platafor-mas epicontinentales someras o con altos estruc-turales, en los que—a diferencia de los modelos previos—no se observan evidencias de evapora-ción de salmueras salinas.28 El origen de estas dolomías se explica a través del modelo de dorag, en el que la dolomitización se produce en la zona de agua salobre que se forma cuando el agua sub-terránea dulce se mezcla con el agua de mar.29 En esta zona, el agua de mar suministra los iones de Mg2+, y la disolución del CaCO3 se produce cuando se mezclan las dos aguas. Los cálculos indican que la mezcla de las aguas subterráneas meteóricas con un 5% a un 30% de agua de mar puede produ-cir un fenómeno de subsaturación con respecto a la calcita, mientras que la dolomía se sobresa-tura. Dentro de este rango, la calcita puede ser reemplazada por la dolomía. En general, el pro-ceso de dolomitización se expresa mediante la siguiente ecuación química:

2CaCO3 + Mg2+ => CaMg(CO3)2 + Ca2+.Este modelo se basa en los afloramientos carbo-

natados Mifflin de la Formación Platteville, en la Serie Champlain de Wisconsin, EUA, del Ordovícico Medio. Aquí, los carbonatos parecen homogéneos a través de una vasta área, y el espesor de la uni-dad y la estructura general sugieren un extenso ambiente marino abierto y somero. Los fósiles del ambiente marino abierto, además de la falta de grietas de desecación, mantos algáceos y evapori-tas, impiden la depositación supramareal y la dolo-mitización en un ambiente lagunar físicamente restringido.

La dolomitización del Miembro Mifflin fue el resultado de un proceso diagenético relativa-mente temprano que siguió a la exposición subaé-rea de la caliza levantada y el subsiguiente establecimiento de lentes de agua dulce. La dolo-mitización se produjo en la zona de agua salobre donde se mezclaron el agua salada con el agua

dulce, estableciéndose un límite entre la roca dolomítica y la caliza a lo largo del margen infe-rior de las lentes de agua subterránea.30

En un modo levemente diferente, la dolomía puede ser creada a través de la circulación de aguas subterráneas salinas en las profundidades de una plataforma carbonatada. En el sur de Florida, EUA, el agua de mar fría y densa circula a través del margen de plataforma de los estrechos profundos de La Florida. La circulación impulsada geotermalmente hace que el agua de mar, rica en contenido de Mg, penetre en el interior de la plata-forma carbonatada de La Florida, donde se mezcla con agua meteórica dulce antes de ser descargada a través de un extensivo sistema acuífero.

La interacción de las aguas dulces y salinas con el flujo de calor geotérmico se conoce como convección de Kohout.31 En este escenario, las aguas intersticiales resultantes se subsaturan con respecto a la calcita y la aragonita, pero siguen estando saturadas con respecto a la dolomía, la cual se precipita en los acuíferos permeables.

Otro ambiente de mezcla de agua dulce y salina se encuentra situado a lo largo de las llanuras cos-teras del sudeste de Australia. Desde el momento actual, y extendiéndose a través de todo el Período Cuaternario, se han formado dolomías microcrista-linas y otros minerales carbonatados en los lagos efímeros y someros de la región de Coorong. Estos lagos se desarrollan a lo largo de una faja de 100 km [62 mi], en un corredor de interduna localizado inmediatamente tierra adentro con respecto a la línea de costa actual, detrás de una barrera de arena calcárea. Los lagos se consideran aflora-mientos de la capa freática, y el agua libre, resul-tante de las precipitaciones y la recarga de los acuíferos regionales o locales, se encuentra en su superficie sólo durante el invierno y la primavera.32

Las dolomías modernas sólo se encuentran en lagos sometidos a una fase de desecación anual. Esos lagos se forman principalmente en zonas que reciben menos de 500 mm [19.7 pulgadas] de precipitaciones por año, y habitualmente se lle-nan hasta una profundidad de agua que oscila

entre 0.5 y 1 m [1.6 y 3.3 pies]. Si están llenos, poseen un fondo de lodo carbonatado que contiene algas y otros tipos de materia orgánica. Cuando los niveles del lago caen, las aguas se vuelven cada vez más salinas, exponiendo finalmente el fondo de lodo a la luz solar y a la consecuente disecación. Las salmueras resultantes se forman durante la fase de secado y son refluidas fuera del sistema hacia las aguas subterráneas que fluyen en direc-ción al mar. Las dolomías finas y otros carbonatos permanecen detrás, mientras que los minerales salinos y los minerales evaporíticos de sulfato son eliminados del sistema. Se cree que esta dolomía precipita de un de gel de carbonato en suspen-sión, no a través del reemplazo de un carbonato preexistente.

Las dolomías de este sistema se acumulan por encima de las aguas subterráneas continentales someras que fluyen en dirección hacia el mar. Durante su migración hacia la costa, las aguas subterráneas atraviesan grandes volúmenes de sedimentos acuíferos predominantemente carbo-natados. La fuente del Mg es poco conocida pero se cree que el Mg proviene de una provincia vol-cánica local de edad Cuaternario o bien que es secuestrado por el flujo de agua subterránea pro-veniente de otras fuentes.

Modelo de diagénesis por sepultamiento—La dolomía puede formarse en ambientes en los que la química del fluido intersticial es dominada por los procesos diagenéticos del subsuelo, o donde las interacciones entre el agua y la roca han modificado las aguas intersticiales originales. Dichos ambientes son eliminados del proceso activo de sedimentación superficial por el fenó-meno de sepultamiento intermedio a profundo y se caracterizan por sus condiciones química-mente reductoras.

Las dolomías de sepultamiento se forman en el subsuelo después de la litificación de los sedi-mentos calcáreos. Estas dolomías pueden precipi-tar directamente como cemento o bien formarse como reemplazos en los intervalos permeables invadidos por las aguas de cuenca e hidrotermales,

23. Land LS: “The Origin of Massive Dolomite,” Journal of Geological Education 33, no. 2 (1985): 112–125.

24. Kocurko MJ: “Dolomitization by Spray-Zone Brine-Seepage, San Andrés, Colombia,” Journal of Sedimentary Research 49, no. 1 (Marzo de 1979): 209–213.

Müller G y Teitz G: “Dolomite Replacing “Cement A” in Biocalcarenites from Fuerteventura, Canary Islands, Spain,” en Bricker OP (eds): Carbonate Cements. Baltimore, Maryland, EUA: Johns Hopkins Press, 1971.

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Limestone Diagenesis: A Symposium. Tulsa: Society of Economic Paleontologists and Mineralogists, SEPM Special Publication 13 (1965): 71–88.

25. Warren, referencia 2.26. Land, referencia 23.27. Warren, referencia 2. 28. Las plataformas epicontinentales son continentes

inundados, creados a través del proceso de inundación ocasionado por antiguas vías marítimas.

29. Se dice que el término “dorag” es una traducción aproximada del idioma persa, que significa “sangre mixta o híbrida.”

Badiozamani K: “The Dorag Dolomitization Model—Application to the Middle Ordovician of Wisconsin,”

Journal of Sedimentary Research 43, no. 4 (Diciembre de 1973): 965–984.

30. Para obtener más información sobre este tipo de dolomía, consulte: Folk RL and Siedlecka A: “The “Schizohaline” Environment: Its Sedimentary and Diagenetic Fabrics as Exemplified by Late Paleozoic Rocks of Bear Island, Svalbard,” Sedimentary Geology 11, no. 1 (Mayo de 1974): 1–15.

31. Kohout FA: “Ground-Water Flow and the Geothermal Regime of the Floridian Plateau,” Actas de la Asociación de Sociedades Geológicas de la Costa del Golfo 17 (1967): 339–354.

32. von der Borch CC y Lock D: “Geological Significance of Coorong Dolomites,” Sedimentology 26, no. 6 (Diciembre de 1979): 813–824.

40 Oilfield Review

cálidas o frías, enriquecidas con magnesio. Dado que el reemplazo de la dolomía formada por sepul-tamiento se produce después de la litificación de una roca hospedadora carbonatada, esta dolomía puede atravesar las facies depositacionales así como también los límites de formaciones.33 Además de la posición estructural, los isótopos de oxígeno y estroncio [Sr] resultan útiles para la determina-ción del origen de las dolomías. Estas dolomías tienden a exhibir valores negativos de isótopos de oxígeno δ18O , lo que indica la precipitación a partir de fluidos con temperaturas levemente más eleva-das que las de las dolomías de plataforma previas. La recristalización de las dolomías formadas pre-viamente por los fluidos de cuenca puede restable-cer las características de los cristales, produciendo cristales con valores de δ18O bajos, relaciones 87Sr/86Sr modificadas e inclusiones de fluidos sali-nos de alta temperatura.34

En estos ambientes subterráneos, la dolomiti-zación de la caliza es facilitada por el incremento de las temperaturas a medida que aumenta la profundidad de sepultamiento. A su vez, las tem-peraturas más elevadas hacen posible la dolomi-tización a través de soluciones con relaciones Mg-Ca más bajas que las salmueras hipersalinas mencionadas previamente. Para que se formen dolomías de sepultamiento son suficientes tempe-raturas que oscilan entre 60º y 70ºC [140º y 158ºF] y estas condiciones usualmente pueden satisfa-cerse a unos pocos kilómetros de la superficie. Con un incremento suficiente de la temperatura, muchas aguas subterráneas pueden convertirse en soluciones dolomitizadoras, incluyendo las salmueras evaporíticas residuales, el agua de mar y las aguas resultantes de la compactación de las lutitas. En este último caso, el agua intersticial es expulsada de los sedimentos finos durante el sepultamiento y la compactación. Los minerales de arcilla liberan Mg+2, que puede pasar a través de los carbonatos produciendo su dolomitización.

No obstante, la dolomitización que tiene lugar en el subsuelo profundo no es extensiva porque los fluidos intersticiales y los iones se pierden progresivamente con la persistencia de la com-pactación. El caso de la compactación de la lutita es otro tema discutible. Algunos especialistas sostienen que la precipitación de la clorita en las lutitas puede constituir una fosa local para el Mg. Como sucede con otros modelos, para que éste sea viable son necesarios grandes volúmenes de fluidos portadores de Mg.

Modelo hidrotermal—Un modelo bastante popular, el de la dolomitización hidrotermal (HTD), surge de una idea más antigua que se ha reencarnado en forma refinada. La dolomitización HTD comúnmente genera dolomías macizas que

se localizan alrededor de fallas (derecha). La dolo-mía hidrotermal es formada por las aguas de cuenca profundas a medida que se desplazan hacia arriba, a través de conductos relativamente permeables tales como las fallas y los planos de corrimiento, o incluso zonas situadas debajo de sellos impermeables. A medida que las aguas cir-culan hacia abajo, en celdas de convección de cuenca, aumentan su temperatura de acuerdo con el gradiente geotérmico local. Al templarse adquie-ren más flotabilidad, se desplazan en forma ascen-dente y fluyen hacia afuera a lo largo de fallas y planos de estratificación.

La flotabilidad y la viscosidad afectan la velo-cidad de ascenso y la geometría del fluido ascen-dente. Cuando las fuerzas de flotabilidad son más intensas, el fluido ascendente forma una pluma convectiva concentrada predominantemente verti-cal. Dentro de esta pluma convectiva, puede espe-rarse que las temperaturas, las tasas de flujo y el potencial químico se reduzcan desde el centro hacia sus márgenes. En el caso de los sistemas relativamente fríos, en los cuales predomina la vis-cosidad, los fluidos se elevan lentamente y la geo-metría de la pluma convectiva queda determinada por la relación entre la permeabilidad vertical y la permeabilidad horizontal.35

Las aguas profundas se vuelven hidroterma-les—lo cual significa que superan en al menos 5ºC [9ºF] la temperatura de formación ambiente—a medida que son transmitidas a las porciones más frías y más someras de la cuenca. Las presiones de los fluidos hidrotermales también tienden a ser más elevadas que las presiones ambiente de los fluidos.

Por lo tanto, los fluidos hidrotermales son los fluidos que ascienden a los estratos más fríos antes de que su calor tenga tiempo para disiparse de manera apreciable en la formación. Estos fluidos fluyen rápidamente hacia arriba por conductos permeables, en lugar de migrar lentamente a tra-vés de los estratos de baja permeabilidad. Las fallas activas constituyen los mejores conductos porque no han sido mineralizadas. Algunas fallas pueden incluso fracturar los sellos de los acuífe-ros más profundos, drenando los fluidos geopre-sionados que fluyen en forma ascendente y a alta velocidad a través de las fallas.36

La industria minera hace mucho tiempo reco-noció un proceso similar—la alteración hidroter-mal relacionada con las fallas—como un aspecto importante de la diagénesis de los carbonatos. Sin embargo, hasta hace poco, este proceso en general se pasaba por alto en la evaluación de los yacimientos carbonatados. En consecuencia, cier-tos rasgos producidos probablemente por la pre-sencia de fallas y el flujo de fluido hidrotermal

fueron interpretados como formados en las zonas de mezcla de aguas meteóricas, en entornos de sepultamiento profundo y en otros ambientes.37

Un ejemplo excelente de una dolomía antigua relacionada con fallas es el de las calizas ordoví-cicas de las formaciones Trenton–Black River de Michigan, en EUA, y la zona sudoeste de Ontario, en Canadá.38 Allí, la dolomía define áreas de falla-miento y fracturamiento dentro de la caliza adyacente.

Modelo de mediación microbiana—La dolo-mía actual de baja temperatura se forma con mucha frecuencia en ambientes marinos restrin-gidos o en ambientes costeros hipersalinos; sin embargo, estos ambientes modernos producen sólo una fracción pequeña de la dolomía total observada en el registro de la roca. Si bien la dolo-mía es abundante en las rocas de la era Paleozoica (250 a 540 Ma), se vuelve cada vez más escasa en las rocas o los sedimentos más modernos, particu-larmente en los ambientes recientes (Holoceno). Por el contrario, se cree que las dolomías macizas antiguas se formaron en una amplia diversidad de ambientes, descriptos previamente. Esta dispari-dad conduce a algunos investigadores a cuestionar si las condiciones actuales reflejan efectivamente aquellas condiciones que permitieron la forma-ción de las dolomías macizas antiguas.

Para comprender la escasez de dolomía en el registro de roca reciente, los investigadores inten-taron descubrir primero cómo se forma la dolomía. Hasta hace poco, sus esfuerzos se centraron en sin-tetizar el mineral en sus laboratorios. Considerando que el agua de mar contenía los ingredientes nece-sarios para la formación de la dolomía, los geoquí-micos utilizaron las concentraciones de salmuera y las condiciones de presión-temperatura que se creía que existían naturalmente durante la forma-ción de la dolomía.39 La incapacidad para producir dolomía en el laboratorio constituye el meollo del problema que ha perturbado a los geocientíficos durante años (véase “El problema de la dolomía,” página 1). Si bien los iones de magnesio, calcio y carbonato son comunes en el agua de mar,

> La dolomitización hidrotermal. Los fluidos provenientes de las profundidades de una cuenca pueden desplazarse por los planos de fallas rápidamente y en forma ascendente para dolomitizar los carbonatos a profundidades más someras.

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Dolomía

Caliza

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aparentemente han cambiado las condiciones necesarias para disponerlos en las capas alterna-das, ordenadas en forma neta, que formaron la dolomía estequiométrica. Una vez que los geo-científicos comprendan cómo se forma la dolo-mía en un ambiente controlado, tal vez estén más cerca de saber cómo se forma naturalmente y porqué abundó tanto en un momento y, sin embargo, es tan poco común en nuestros días.

El problema de la dolomía se vincula con una serie de procesos relacionados entre sí que involu-cran la termodinámica, la cinética química, la hidrología, la textura de la roca hospedadora y la mineralogía. Los descubrimientos de la década de 1990 revelaron que en la ecuación debe incluirse además otro proceso: la acción microbiana (dere-cha). Los microbios se convirtieron en el centro de atención en los barros ricos en sulfato de las lagu-nas aisladas someras, al descubrirse que la dolo-mía rica en contenido de calcio precipita en condiciones hipersalinas anóxicas.

Las bacterias sulfato reductoras de Lagoa Vermelha, en Brasil, desempeñan un rol impor-tante en la formación de la dolomía primaria en las lagunas de la costa, al este de Río de Janeiro.40 Allí, los ciclos hidrológicos lagunares varían con la alternancia de las estaciones húmedas y secas. En la estación húmeda, las precipitaciones y el agua subterránea continental elevan los niveles de agua; en la estación seca, el agua de mar recarga la laguna, que se vuelve cada vez más salina a medida que la evaporación se intensifica. Este sistema dinámico ayuda a suministrar los iones necesa-rios para la precipitación de la dolomía y la acti-vidad microbiana anaeróbica. La precipitación de la dolomía requiere iones de Mg2+, Ca2+ y CO2

3–, mientras que un suministro continuo de iones de SO4

2– provee el oxígeno requerido para sustentar la actividad metabólica de las bacterias sulfato reductoras. El momento más favorable para la precipitación de la dolomía es la estación seca, en la que la fuente principal de recarga del agua sub-terránea es el agua de mar que provee los iones necesarios tanto para la precipitación de la dolo-mía como para la reducción de los sulfatos.

En ciertos modelos geoquímicos, se considera que el sulfato inhibe la producción de dolomía. Los experimentos han demostrado que en un sis-tema puramente inorgánico sin el beneficio de la acción bacteriana, el sulfato en realidad no inhibe la precipitación de la dolomía. No obstante, éste es el caso opuesto al de Lagoa Vermelha, donde el sulfato es necesario para mantener la actividad microbiana requerida para producir dolomía. El sistema hidrológico provee los iones de sulfato a la zona de reducción activa de sulfatos donde los

sedimentos se enriquecen en contenido de dolo-mía que, una vez nucleada, continúa desarrollán-dose con el sepultamiento. La cepa correcta de bacterias también es clave para la precipitación de la dolomía, como lo demuestra el hecho de que la dolomía no precipita en la mayor parte de los otros sedimentos marinos anóxicos, ricos en car-bono orgánico.

Los experimentos de laboratorio lograron simular la química de las aguas lagunares hiper-salinas anóxicas de la estación seca. Se utilizaron las bacterias tomadas del barro lagunar para inocular un medio de cultivo y se incubaron durante un año en un refrigerador a 4ºC [39ºF]. Transcurrido el período de incubación, se recu-peró un precipitado de dolomía. El análisis con microscopio de barrido electrónico (SEM) y por difracción de rayos X (XRD) demostró que se había precipitado una dolomía ferrosa con un grado bastante elevado de orden catiónico.

Los exámenes de laboratorio subsiguientes en los que se utilizaron dos cultivos de bacterias aeróbicas, Halomonas meridiana y Virgibacillus marismortui, precipitaron dolomía en sólo 30 días a 25ºC y 35ºC [77ºF y 95ºF], respectivamente.41 Estos experimentos demostraron además que el tiempo requerido para la iniciación y precipitación de la dolomía se reducía al incrementarse la tem-peratura, mientras que la cantidad de cristales

aumentaba al incrementarse el tiempo de incuba-ción. Aquí, la actividad metabólica bacteriana implica la producción de amoníaco [NH3], que crea un microambiente alcalino alrededor de las células de las bacterias. Las bacterias también producen CO2, que se disuelve y transforma en HCO–

3 o bien en CO–2

3 con un valor de pH más elevado. En pre-sencia de Ca2+ y Mg2+, el medio de cultivo se super-satura respecto de la dolomía. Estos cambios fisicoquímicos inciden en el ambiente geoquímico

33. Allan and Wiggins, referencia 19. 34. Warren, referencia 2.35. Warren, referencia 2.36. Allan and Wiggins, referencia 19.37. Allan and Wiggins, referencia 19.38. Hurley NF y Budros R: “Albion-Scipio and Stoney Point

Fields, U.S.A., Michigan Basin,” en Beaumont EA y Foster NH (eds): Stratigraphic Traps I. Tulsa: American Association of Petroleum Geologists, AAPG Treatise of Petroleum Geology, Atlas of Oil and Gas Fields (1990): 1–37).

39. Land LS: “Failure to Precipitate Dolomite at 25°C from Dilute Solution Despite 1000-Fold Oversaturation After 32 Years,” Aquatic Geochemistry 4, nos. 3–4 (Septiembre de 1998): 361–368.

40. Vasconcelos C y McKenzie JA: “Microbial Mediation of Modern Dolomite Precipitation and Diagenesis Under Anoxic Conditions (Lagoa Vermelha, Río de Janeiro, Brasil),” Journal of Sedimentary Research 67, no. 3 (Mayo de 1997): 378–390.

41. Sánchez-Román M, Vasconcelos C, Schmid T, Dittrich M, McKenzie JA, Zenobi R y Rivadeneyra MA: “Aerobic Microbial Dolomite at the Nanometer Scale: Implications for the Geologic Record,” Geology 36, no. 11 (Noviembre de 2008): 879–882.

> Fotomicrografía de células microbianas baciliformes que habitan en la superficie de una muestra de basalto, tomada con un microscopio de barrido electrónico. Estos microbios precipitaron dolomía después de tres meses en agua subterránea anaeróbica. Las diferencias producidas en la incrustación de los cristales pueden deberse al tiempo de residencia de los microbios en la superficie del basalto o simplemente reflejar diferencias en la actividad metabólica. Cada célula posee una longitud de aproximadamente 1 μm. (Tomado de Roberts et al, referencia 43.)


0.5 µm

42 Oilfield Review

y favorecen la precipitación de la dolomía. Otros experimentos relacionados están ayudando a los investigadores a desarrollar paleotermómetros de isótopos de oxígeno para evaluar las condiciones de formación de la dolomía antigua.42

Estos análisis demostraron que los procesos de mediación microbiana de la producción de dolo-mía pueden lograrse bajo condiciones anóxicas de baja temperatura, y en un tiempo relativamente corto. Por consiguiente, cuando la dolomía se aso-cia con sedimentos ricos en carbono orgánico, deberían investigarse las influencias biológicas.

En el año 2004, se reportó un tipo diferente de biomineralización cuando se descubrió que los metanogenes, en lugar de los organismos sulfato reductores, gobernaban la nucleación y la preci-pitación de la dolomía. En lugar de examinar una laguna hipersalina, los investigadores del agua subterránea efectuaron una evaluación a largo plazo de un acuífero de agua dulce contaminado con petróleo en Minnesota, EUA. Allí, descubrie-ron la presencia de dolomía en las células de los microbios metanogénicos que colonizaban una capa basáltica del subsuelo en un ambiente alta-mente reductor.43

En este ambiente, la formación de dolomía es vista como parte de un proceso de dos pasos en el que los microorganismos primero meteorizan el basalto e incidentalmente liberan Mg, Ca y Fe. El consumo microbiano de CO2 conduce luego a la nucleación de cristales de dolomía en las paredes de sus células.

Las observaciones de campo indicaron la pre-cipitación de la dolomía de baja temperatura como consecuencia de la acción microbiana des-pués de tres meses. Los experimentos subsi-guientes fueron llevados a cabo en un ambiente de laboratorio controlado en el que se incubaron bacterias metanogénicas en una cámara anaeró-bica a 25ºC durante ocho meses. Una vez más, los cristales de dolomía se nuclearon en las células de los microbios que colonizaban las superficies basálticas. Este estudio expande el abanico de ambientes en los que se observa que la precipita-ción de dolomía tiene lugar a baja temperatura, lo cual abre la posibilidad de que nuevos modelos expliquen el origen y la historia diagenética de las dolomías antiguas.

La revisión precedente sobre la formación de la dolomía provee sólo una orientación general y no cubre todo el espectro de ambientes que la sustentan. Muchos investigadores propugnan variaciones y combinaciones de diferentes modos. Por otro lado, una revisión de la literatura exis-tente sobre la dolomía revelaría que la eficiencia de cada modelo es equiparable sencillamente a la del último artículo técnico y que todos los

modelos han sido completamente analizados, cri-ticados y, en ciertos casos, reprobados.

Cada yacimiento de dolomía se forma bajo cir-cunstancias únicas y algunos pueden estar com-puestos por múltiples generaciones de dolomías formadas por diferentes sistemas y mecanismos de flujo. Por consiguiente, todos los yacimientos de dolomía deberían ser investigados y caracteriza-dos caso por caso.

Evaluación de yacimientosLa evaluación de los yacimientos de dolomía nunca es directa. Los sistemas de poros heterogé-neos existentes en las rocas dolomíticas pueden frustrar fácilmente los esfuerzos de evaluación petrofísica y hasta la cuantificación de la dolomía puede resultar difícil. Los carbonatos precursores de la dolomía, depositados principalmente como resultado de la actividad biológica y compuestos por fragmentos fósiles y granos de rocas variados, tienden a formar rocas con texturas muy comple-jas y una amplia diversidad de formas y tamaños de poros. Estas rocas pueden ser alteradas posterior-mente por múltiples procesos físicos, biológicos y químicos, cada uno de los cuales opera en diferen-tes escalas. Una vez convertida, la dolomía puede someterse más tarde a múltiples etapas de disolu-ción, precipitación y recristalización.

La evaluación de los yacimientos de dolomía debe dar cuenta de la heterogeneidad de la litolo-gía, los poros, granos y texturas de las rocas. El proceso de análisis de la petrofísica y la producti-vidad Carbonate Advisor fue desarrollado para ayudar a los geocientíficos a evaluar estos yaci-mientos complejos. El sistema Carbonate Advisor relaciona los datos obtenidos de registros con la

producibilidad, utilizando registros sensibles a la textura y técnicas de generación de imágenes de la pared del pozo para caracterizar la geometría de los poros.44 La metodología de interpretación implica una secuencia integrada para determinar la litología, la porosidad, el tipo de poro, la per-meabilidad, la permeabilidad relativa y la satura-ción (arriba).

La litología y la porosidad se obtienen mediante la combinación de mediciones de diversas herra-mientas, cada una de las cuales posee sensibili-dad con respecto a diferentes factores, incluidos la matriz de la roca, las propiedades de los fluidos y la porosidad. Los datos de espectroscopía de captura de neutrones y del factor fotoeléctrico (PEF) se utilizan para cuantificar la mineralogía de las rocas. Las mediciones de densidad volumé-trica y porosidad neutrónica son sensibles tanto a la litología como a los fluidos contenidos en sus espacios de poros. La porosidad derivada por resonancia magnética nuclear (RMN) y el volu-men de fluido ligado son sensibles al tipo de fluido y a la geometría del espacio de poros, pero menos sensibles a la matriz de roca. La per-meabilidad relativa, que se relaciona con el flujo efectivo de petróleo o gas y agua, afecta las medi-ciones de resistividad somera más que las medi-ciones de resistividad profunda. Todas estas mediciones se integran con otras para conformar una solución simultánea.

La porosidad, en particular, constituye un ele-mento fundamental de cualquier evaluación de yacimientos. No obstante, el cálculo de los valo-res de porosidad en los carbonatos que incluyen a la calcita y la dolomía, puede constituir un pro-ceso un tanto complicado. Las mediciones de

> Flujo de trabajo del sistema Carbonate Advisor. El primer paso incorpora los resultados de las herramientas que proveen información sobre la litología y la porosidad: espectroscopía, densidad, neutrón termal, neutrón epitermal, factor fotoeléctrico, RMN y rayos gamma. Los datos son examinados por los petrofísicos y sirven como datos de entrada para el paso siguiente, el cual consiste en la evaluación del sistema de poros y la permeabilidad utilizando la distribución de T2 de los datos RMN o los registros de imágenes. Luego se obtienen la permeabilidad relativa y la saturación en base a las mediciones de resistividad derivadas del registro de inducción de arreglo y de herramientas de lateroperfil de arreglo. Además, se pueden agregar al análisis datos de núcleos, tales como densidad de granos, porosidad y permeabilidad.

Resistividad delateroperfilResistividad

derivada de losregistros

de inducción

EspectroscopíaDensidad

Neutrón termalNeutrón epitermalFactor fotoeléctrico

RMNRayos gamma

Distribución deT2 por RMNRegistro deimágenes

Densidad de granosPorosidad

Permeabilidad


Total porosity, vol %

105

104

103

102

101

r=0.99

r=0.99100

10-1

Perm

eabi

lity,

md

105

104

103

102

101

100

10-1

0 5 10 15 20 25 30

Perm

eabi

lity,

md

r=0.99

A

Planar-s dolomitePlanar-e dolomite

B

Nonplanar dolomite

Litologíay porosidad

Datos denúcleos

Sistemas de porosy permeabilidad

Permeabilidadrelativa y saturación


> Geometrías de los poros. La porosidad total (extremo superior) puede dividirse en diferentes tipos de poros en base a los datos RMN y los datos de registros de imágenes. Los microporos, con diámetros de gargantas de menos de 0.5 μm, usualmente contienen gran parte de agua irreducible y pocos hidrocarburos. Los mesoporos, con diámetros de gargantas que oscilan entre 0.5 y 5 μm, pueden contener cantidades significativas de pe-tróleo o gas en los poros situados por encima del nivel de agua libre (FWL). Los macroporos, con gargantas que miden más de 5 μm de diámetro, son responsables de los prolíficos regímenes de producción existentes en mu-chos yacimientos carbonatados pero a menudo constituyen trayectos para la irrupción prematura de agua, dejando atrás volúmenes considerables de petróleo y gas en los mesoporos situados por encima del nivel FWL. Los tres tipos diferentes de poros pueden dividirse a su vez en ocho clases de sistemas de poros (extremo inferior).


Porosidad total

Micro-porosidad

Todos los poros < 50-100 µm poseen el mismo T2

100% demesoporosidad

100% demicroporosidad

100% demesoporosidad

Ciega a los poros máspequeños que los botones de la herramienta

Respuesta en base aregistros de imágenes Porosidad vugular Porosidad

no vugular

Respuesta RMN

φ para ladistribución

< valor límitecorto deT2

φ para ladistribución

> valor límitelargo de T2

Meso-porosidad

Macro-porosidad

~ 5 µm~ 0.5 µm

Macroporoso

Micro-macro

Macro-micro

Macro-meso

Micro-poroso

Micro-meso

Meso-micro

Meso-poroso

42. Vasconcelos C, McKenzie JA, Warthmann R y Bernasconi SM: “Calibration of the δ18O Paleothermometer for Dolomite Precipitated in Microbial Cultures and Natural Environments,” Geology 33, no. 4 (Abril de 2005): 317–320.

43. Roberts JA, Bennett PC, González LA, Macpherson GL y Milliken KL: “Microbial Precipitation of Dolomite in Methanogenic Groundwater,” Geology 32, no. 4 (Abril de 2004): 277–280.

44. Ramamoorthy R, Boyd A, Neville TJ, Seleznev N, Sun H, Flaum C y Ma J: “A New Workflow for Petrophysical and Textural Evaluation of Carbonate Reservoirs,” Actas del 49o Simposio Anual de Adquisición de Registros de la SPWLA, Edimburgo, Escocia, 25 al 28 de mayo de 2008, artículo B.

45. El registro PEF se obtiene como parte de la medición de la densidad. La medición PEF carece de unidad pero como es proporcional a la sección transversal fotoeléctrica por electrón, a veces se expresa en barnios/electrón.

porosidad neutrónica deben corregirse por la matriz de la roca. Si la matriz contiene sólo dolo-mía o sólo calcita, la transformación de la porosi-dad es relativamente simple. Pero si la roca contiene una combinación de ambos minerales, es necesario determinar las proporciones correc-tas de cada uno para calcular con precisión los valores de porosidad.

La complejidad de la matriz también afecta el cómputo de la porosidad derivada del registro de densidad, porque la ecuación utilizada para con-vertir la porosidad en base a las mediciones de la densidad volumétrica requiere la densidad de la matriz como dato de entrada. Si la roca es una combinación de dolomía y calcita, los cálculos de la porosidad serán incorrectos a menos que se obtenga un valor preciso de la densidad de la matriz. Por consiguiente, el hecho de subestimar o ignorar la presencia de dolomía puede tradu-cirse en valores bajos de porosidad computada que enmascaran la presencia de zonas potencial-mente productivas.

En ciertos casos, la calcita y la dolomía pue-den ser distinguidas fácilmente utilizando los datos PEF de una herramienta de Lito Densidad (Litho-Density).45 El valor de la matriz según los datos PEF para la arenisca pura es 1.81; para la dolomía, 3.14 y para la caliza, 5.08. A partir de la medición del PEF, el porcentaje de dolomía puede calcularse directamente si la matriz contiene sólo dos minerales; lamentablemente, las rocas a menudo contienen una mezcla de minerales. A esta complejidad se suma el hecho de que aún las concentraciones pequeñas de minerales relativa-mente comunes, tales como la siderita (con un PEF de 14.7), la pirita (con su PEF de 16.97) o la anhidrita (con un PEF de 5.03), distorsionan los valores de PEF medidos y desvían el valor hacia la calcita. En este caso, existen demasiadas incógni-tas para determinar el tipo de matriz y su porosi-dad a partir de registros estándar.

Un problema adicional que plantea el uso del factor PEF para la determinación de la litología es el efecto de la barita, que comúnmente se agrega como espesante a los sistemas de lodo de perforación. La barita, con su PEF de 266.82, per-turba otras mediciones del factor PEF en estos sistemas de lodo.

La herramienta de espectroscopía de captura elemental ECS puede ayudar a salvar algunas de las deficiencias del proceso de interpretación. La espectroscopía de captura de neutrones mide las proporciones elementales de los minerales que se encuentran en la formación. Los avances recien-tes registrados en materia de espectroscopía de captura elemental condujeron a un mejoramiento de las mediciones de los porcentajes de magnesio

para ayudar a los petrofísicos a cuantificar el volu-men de dolomía y de otros minerales contenidos en las rocas yacimiento. Las mediciones ECS pro-veen además los porcentajes de calcio y azufre que son cruciales para la determinación de la lito-logía carbonatada. Por oro lado, los datos de espectroscopía ECS proporcionan los porcentajes relativos de elementos tales como el hierro, el silicio, el bario, el hidrógeno y el cloro. En conse-cuencia, los datos ECS reducen la incertidumbre asociada con las mediciones de porosidad obteni-das de registros estándar.

La geometría de los poros adquiere especial protagonismo a la hora de evaluar la calidad del yacimiento y las propiedades del flujo de fluidos. Para el sistema Carbonate Advisor, los poros se dividen en diferentes tipos según el tamaño de las gargantas. La división se basa en las distribu-ciones de los tiempos de relajación transversal (T2) del registro de RMN aumentadas por las imá-genes de la pared del pozo. Si bien el método de RMN es sensible a la distribución del tamaño de

los cuerpos de poros, el sistema Carbonate Advisor calibra los resultados para que aparezcan como una distribución del tamaño de las gargan-tas de poros. A las distribuciones de T2 se aplican dos valores límites que relacionan el tiempo de relajación con la distribución del tamaño de los poros (arriba).

44 Oilfield Review

> Evaluación de un yacimiento carbonatado complejo. En el Carril 1, se observa una fuerte correlación entre la medición del peso seco relativo de Mg obtenido con la herramienta ECS (curva verde) y las mediciones de la densidad de granos obtenidas mediante el análisis de núcleos (puntos rojos). Para el cómputo de la porosidad y la saturación de agua, se utilizan los datos de resistividad derivados del registro de inducción de arreglo (Carril 2) y los datos de los registros convencionales de densidad (curva rosa), neutrón (curva azul) y sónico (curva verde) del Carril 3. El Carril 4 muestra la litología, la porosidad y los volúmenes de fluidos resultantes, computados con el sistema Carbonate Advisor. En el Carril 5 se observa un buen ajuste entre los datos de núcleos (rojo) y la densidad computada de granos (curva azul) y la porosidad computada (curva negra). La medición de la distribución de T2 con la herramienta de resonancia magnética combinable CMR (Carril 6) se utiliza para la división de la porosidad, la clasificación del sistema de poros y los cómputos de la permeabilidad. Si el resultado de la división de la porosidad (Carril 7) se compara con la litología computada (Carril 4), el contenido de dolomía muestra una correlación estrecha con la mesoporosidad (sombreado verde) y la macroporosidad (sombreado rojo). Esta formación exhibe una correspondencia general entre los incrementos del contenido de dolomía y el tamaño de poros. La porosidad se relaciona además con la permeabilidad (Carril 8). Los valores de permeabilidad elevados, en general, corresponden a zonas de macroporosidad (sombreado rojo). La permeabilidad computada puede ser comparada con los datos de núcleos y los datos obtenidos con el probador modular de la dinámica de la formación MDT (Carril 9). El sistema Carbonate Advisor estimó que la permeabilidad (curva negra) se ajusta a la permeabilidad derivada de los núcleos (cuadrados rojos) y es confirmada por la lectura de movilidad del probador MDT (puntos azules).


ohm.m0.2 2000

Resistividad 20 pulgadas

ohm.m0.2 2000


ohm.m0.2 2000


ohm.m0.2 2000


ohm.m0.2 2000


µs/pies109 29

∆T T compresional

%0.45 - 0.15

Porosidad-neutrón

%0.5 0

Porosidad derivada de los núcleos

mD0.1 10,000

Permeabilidad del núcleo

mD/cP0.1 10,000

Movilidad MDT

mDmD 0.1 10,0000.1 10,000

Carbonate AdvisorPermeabilidad estimada

%0.5 0

Porosidad computada

g/cm32.5 3.5

Densidad de granos derivadade los núcleos

g/cm32.5 3.5

Densidad de granos computada

0.015

–0.015

0.5 pies3/pies3 0

0.5 pies3/pies3 0

Distribución de T2

Microporosidad

Carbonate AdvisorPorosidad total

Carbonate AdvisorPermeabilidad

%100 0

Volúmenes ELAN

g/cm31.95 2.95

Densidad

Densidad de granos de dolomía

lbf/lbf

Peso seco relativo, Mg

Densidad de granos de núcleos Prof.,pies

X,050

X,100

X,150

X,200

X,250

2.7 3

g/cm3

g/cm3

g/cm3

2.7 3

0 0.25

Densidad de granos de caliza

2.7 3

Agua desplazada

Hidrocarburo desplazado

Dolomía

Calcita

Caolinita

Clorita

Hilita

Pirita

Macroporosidad

Mesoporosidad

Macroporosidad

Mesoporosidad

Micro-macro

Micro-meso

Meso-micro

Microporosidad

Macro-micro

Macro-meso

Anhidrita

Petróleo

Agua


El valor límite corto define la fracción de microporosidad y el valor límite largo la fracción de macroporosidad, mientras que la fracción de mesoporosidad cae entre ambas fracciones. La componente macroporosidad también es deter-minada a partir de las imágenes de la pared del pozo mediante la conversión de la imagen de resistividad en una imagen de porosidad y la extracción de la fracción de poros grandes pre-sentes. En base a las tres divisiones de la porosi-dad, se identifican ocho clases petrofísicas de sistemas de poros. La permeabilidad de la matriz también se estima utilizando transformaciones optimizadas para cada clase de poro. Las estima-ciones de la permeabilidad pueden ser validadas o calibradas utilizando los datos obtenidos con las herramientas de pruebas de formación o las mediciones de núcleos.

Las soluciones simultáneas de saturación y permeabilidad relativa se obtienen a través del modelado directo. El modelo completo da cuenta de las variaciones radiales producidas en la resis-tividad por la distribución de los fluidos de perfo-ración que invadieron la formación, lo cual incide

en la respuesta de la herramienta de resistividad. Para el análisis, pueden utilizarse tanto las medi-ciones provistas por herramientas de inducción de arreglo como por herramientas de lateroperfil de arreglo. Con sus múltiples profundidades de investigación, las herramientas de resistividad pueden caracterizar con precisión el frente de invasión, el cual se invierte para determinar las curvas de permeabilidad relativa por imbibición. El frente de saturación y el frente de salinidad se resuelven simultáneamente para determinar el flujo fraccional, la permeabilidad relativa versus la saturación y la resistividad verdadera de la formación.

El sistema Carbonate Advisor fue puesto a prueba recientemente en un yacimiento del norte de Kuwait. La evaluación de los yacimientos de esta área puede verse complicada por los fluidos de perforación espesados con barita, utilizados para incrementar la seguridad de las operaciones de perforación en campos conocidos por las altas concentraciones de ácido sulfhídrico y las altas presiones de yacimiento.46 Los geocientíficos de la compañía operadora Kuwait Oil Company (KOC)

observaron que, en este campo, las zonas de poro-sidad y permeabilidad mejoradas se asociaban con el fenómeno de dolomitización. Por lo tanto, la cuantificación del contenido de dolomía era importante para la clasificación de la calidad del yacimiento.

No obstante, la estimación del contenido de dolomía a partir de las mediciones convenciona-les puede verse entorpecida por una diversidad de factores, tales como los efectos del lodo con barita, la complejidad de las litologías y la sensi-bilidad de las mediciones derivadas de registros con respecto a la dolomía, además de las diferen-cias existentes en la resolución vertical y la pro-fundidad de investigación de cada herramienta. Con el fin de superar estos desafíos en materia de evaluación de formaciones, se utilizó una herra-mienta ECS para obtener los porcentajes relativos elementales para el cómputo de la mineralogía. El magnesio medido con esta herramienta fue un elemento clave para la cuantificación de la dolo-mía en este yacimiento complejo. También se corrió la herramienta de resonancia magnética combinable CMR para obtener información sobre la geometría de los poros. El sistema Carbonate Advisor proporcionó resultados de evaluación de formaciones que concuerdan estrechamente con los datos de núcleos (página anterior).

El análisis de núcleos confirmó la relación existente entre el contenido de dolomía y la cali-dad prospectiva en este campo del norte de Kuwait. La gráfica de interrelación 3D muestra una tendencia general de incremento del conte-nido de dolomía con los incrementos producidos en la porosidad y la permeabilidad (izquierda).

Expansión del alcanceA pesar de los esfuerzos para determinar los mar-cos ambientales, los modos de origen y las condi-ciones que inciden en la calidad de las dolomías, la exploración y producción de estas formaciones están atiborradas de incertidumbres. Los refina-mientos de los enfoques claramente diferentes están ayudando a las compañías de E&P a reducir algunas de estas incógnitas.

> Efecto de la dolomitización sobre la calidad del yacimiento. Los datos pro-venientes del análisis de núcleos de un campo situado en Kuwait se utilizaron para representar gráficamente el volumen de dolomía, la porosidad y la per-meabilidad derivadas de los núcleos. Estos datos indicaron fuertes correla-ciones entre el incremento de los volúmenes de dolomía y los incrementos producidos en la porosidad y la permeabilidad. La dispersión, en esta gráfica de interrelación 3D, refleja la naturaleza heterogénea del sistema de poros dentro de la roca dolomítica.


Poro

sida

d de

rivad

a de

los

núcl

eos,

%

Permeabilidad deriva

da

de los núcleos, mD

Volumen de dolomía

Porosidad derivada de los núcleos, %

Permeabilidad derivada

de los núcleos, mD Volumen de dolomía

0.300 0.270

0.240 0.210

0.180 0.150

0.120 0.090

0.060 0.030 0.000

1,000 100 10

1

0.1 0.01

0.01

0.1

1

10

100

1,000

0.300

0.0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

0.9

1.0

0.270

0.240

0.210

0.180

0.150

0.120

0.090

0.060

0.030

0.000 0.0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

0.9

1.0

46. Kho D, Al-Awadi M y Acharya M: “Application of Magnesium Yield Measurement from Elemental Capture Spectroscopy Tool in Formation Evaluation of Northern Kuwait Fields,” presentado en el 50o Simposio Anual de Adquisición de Registros de la SPWLA, The Woodlands, Texas, 21 al 24 de junio de 2009.

46 Oilfield Review

Como se analizó previamente, las evaluaciones petrofísicas de los yacimientos de dolomía requie-ren un detalle de la mineralogía y las propiedades de la matriz para corregir los cálculos de la densi-dad y de la porosidad neutrónica. Estos datos de entrada dependen, en parte, de la capacidad para diferenciar la calcita de la dolomía. El primer paso para la obtención de estos datos de entrada consiste en la selección de las herramientas de adquisición de registros utilizadas para investi-gar el yacimiento; las herramientas estándar de espectroscopía de captura no son sensibles a las proporciones de Mg y Ca presentes en una for-mación. Si bien las mediciones del factor fotoeléctrico pueden utilizarse con este fin, su naturaleza somera las hace sensibles a las condi-

> Rellenado de huecos. Imágenes de un intervalo fracturado y estratificado, obtenidas con una sola pasada (izquierda) de un generador de imágenes de la pared del pozo de tipo patín. Se removieron los datos provenientes de un patín para destacar el área medida normalmente por cada patín (línea verde de puntos, izquierda). Los huecos existentes entre los patines fueron rellenados en la imagen de cobertura total utilizando la técnica de modelado geoestadís-tico que se basa en patrones MPS (centro). Los parches conductivos oscuros se indican mediante curvas de contornos verdes (derecha). Estas curvas de contorno identifican trayectos complejos del flujo de fluido 3D en carbona-tos heterogéneos.


X00

Prof.,pies

X02

X04

X06

X08

ciones de pozo, los lodos con barita y la invasión de los fluidos de perforación.

No obstante, las mediciones ECS obtenidas con el servicio LWD multifunción EcoScope, son sensibles a la proporción de Mg presente en una formación. Esta capacidad es clave para la deter-minación del contenido de calcita y dolomía existente en una formación carbonatada. Este dis-positivo LWD permite obtener una amplia gama de mediciones. Diseñada en torno a un generador de neutrones pulsados, la herramienta EcoScope mide la resistividad, la porosidad neutrónica, los rayos gamma azimutales, la densidad, la densi-dad-neutrón-rayos gamma y el parámetro sigma de la formación, además de la espectroscopía de captura elemental.

Otro enfoque, basado en las imágenes de la pared del pozo y en barridos por tomografía com-putada (TC), está ayudando a las compañías de E&P a predecir mejor las fracturas y las tenden-cias de alta permeabilidad presentes en forma-ciones altamente heterogéneas. Con la ayuda de sofisticados algoritmos de simulación condicio-nal, este enfoque permite analizar las imágenes de la pared del pozo para determinar dónde se encuentran los poros y los parches conductivos en relación con la matriz de la roca.47 Los huecos existentes en la imagen de la pared del pozo—un rasgo inherente de la cobertura con patín pro-vista por las herramientas de generación de imá-genes—se rellenan utilizando un proceso de simulación condicional estadística multipunto (MPS) para crear una imagen de cobertura total del pozo (izquierda). La simulación condicional multipunto incorpora barridos por TC del núcleo real, de escala micrónica, con el fin de crear muestras de roca digitales que sirven para entre-nar el programa MPS.48 Este enfoque basado en patrones, contempla todos los datos obtenidos con el dispositivo de tipo patín; además, traslada los patrones de la medición obtenida con el patín a los huecos de las imágenes, creando un pseudo-núcleo 3D.49 La nueva imagen de cobertura total puede dividirse luego en diferentes facies petrofí-sicas que se utilizan para estimar la porosidad y la permeabilidad.

Por ejemplo, puede utilizarse para evaluar la presencia de cavidades (vacuolas)—poros irregu-lares y grandes visibles a simple vista—existentes comúnmente en las rocas carbonatadas. Las zonas de porosidad y permeabilidad mejoradas se sitúan en las proximidades de las cavidades, como lo confirman las secciones delgadas, las imágenes SEM y las mediciones de minipermeabilidad. En

47. Para obtener más información sobre la evaluación de núcleos utilizando la técnica de tomografía computada con rayos X, consulte: Kayser A, Knackstedt M y Ziauddin M: “Una observación más detallada de la geometría de los poros,” Oilfield Review 18, no. 1 (Verano de 2006): 4–15.

48. Zhang T, Hurley NF y Zhao W: “Numerical Modeling of Heterogeneous Carbonates and Multi-Scale Dynamics,” artículo JJJ, presentado en el 50o Simposio Anual de Adquisición de Registros de la SPWLA, The Woodlands, Texas, 21 al 24 de junio de 2009.

49. Hurley NF y Zhang T: “Method to Generate Fullbore Images Using Borehole Images and Multi-Point Statistics,” artículo SPE 120671, presentado en la Exhibición y Conferencia del Petróleo y el Gas de Medio Oriente de la SPE, Bahrain, 15 al 18 de marzo de 2009.


> Simulación de flujo. Estos resultados fueron producidos después de inyectar 0.72 volúmenes porosos de agua mediante un pseudo-núcleo numérico en una dolomía humedecida con petróleo. La saturación volumétrica del petróleo remanente es del 58%; el corte de agua es del 77%. El agua es inyectada a través del pseudo-núcleo desde afuera hacia dentro. Los colores representan las saturaciones de petróleo. La heterogeneidad se manifiesta en la irrupción no uniforme de agua (B) mostrada en ciertas partes del pseudo-núcleo de flujo, mientras que en otras áreas el frente de inundación (F) apenas se ha desplazado hacia el interior de la roca.

MattV_ORAUT09_Fig_17Reduce image 75% after placeing

Mike- place 20-40-60-80-100% along the top.

F

0.17 Saturación de petróleo 0.86

B

Diám

etro, 2

2 cm [8.5 pulgadas]

Diámetro, 10 cm [4 pulgadas]

0.3

m [1

pie

]

las proximidades de las cavidades grandes, se observan comúnmente aglomeraciones de cavi-dades pequeñas. En los registros de imágenes de la pared del pozo, las cavidades pequeñas que escapan a la resolución de los patines de genera-ción de imágenes aparecen como regiones oscu-ras de alta conductividad, más que como poros discretos.

Las imágenes de cobertura total permiten trazar curvas de contorno cerradas alrededor de las regiones resistivas o no resistivas de la ima-gen. Dichas regiones proveen mediciones impor-tantes de la heterogeneidad del yacimiento y son, en general, mucho más grandes que los tapones de núcleos o los modelos digitales generados a partir de los barridos por TC de las rocas. Por consiguiente, las imágenes de la pared del pozo son cruciales para la identificación de las hetero-geneidades del modelo de flujo, cuya escala oscila entre algunos centímetros y algunos metros. A través de la definición de regiones de alta o baja resistividad, la técnica de generación de imáge-nes puede ayudar a determinar si las cavidades forman una red conectada y, por consiguiente, permeable.

Las curvas de presión capilar y permeabilidad relativa pueden ser asignadas a diferentes facies petrofísicas; esto, sobre la base del análisis de núcleos especiales realizado en el laboratorio y de las pruebas de presión capilar por inyección de mercurio efectuadas sobre muestras de núcleos de rocas yacimiento. Las simulaciones numéricas que utilizan estos resultados constituyen la clave para la cuantificación del impacto de la heterogeneidad de la roca carbonatada sobre el flujo de fluido durante los procesos de producción primaria, inyección de agua o inyección de gas. Dichas simu-laciones se llevan a cabo sobre los pseudo-núcleos numéricos construidos previamente para estimar parámetros efectivos importantes tales como el corte de agua, el factor de recuperación de petró-leo y la eficiencia de la recuperación a escala del pseudo-núcleo o de registros de pozos (arriba, a la derecha).

Los barridos por TC y las observaciones a nivel de microescala pueden ayudar a los geo-científicos a pronosticar las características de los atributos a nivel de macroescala. El tamaño, la forma y la altura del pseudo-núcleo numérico

quedan limitados solamente por la capacidad de memoria computacional disponible. Esto permite que los investigadores ejecuten experimentos numéricos rápidos sobre muestras grandes que no podrían reproducirse en un laboratorio, dado cualquier plazo de tiempo o monto de dinero.

Si bien las técnicas de evaluación de forma-ciones permiten diferenciar fácilmente las are-niscas de los carbonatos, la capacidad para

identificar y cuantificar la dolomía en las rocas yacimiento plantea un claro desafío. Aunque las mediciones basadas en el laboratorio quizás no aborden las controversias existentes en torno a la formación de la dolomía, pueden caracterizar el pozo con precisión a fin de proporcionar conoci-mientos valiosos que ayudarán a las compañías de E&P a desarrollar estos yacimientos notoria-mente heterogéneos. —MV

La dolomía: Aspectos de un mineral desconcertante

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