PROCESOS DE DOLOMITIZACIÓN Y SU RELACIÓN CON LA EVOLUCIÓN DE UN CINTURÓN OROGÉNICO (APENINOS CENTRALES Y ANTEPAÍS PERI-ADRIÁTICO, ITALIA)

RESUMEN

En la secuencia del Cretácico-Jurásico inferior de los Apeninos centrales y su antepaís (onshore y offshore regiones Marche-Abruzos), los procesos de dolomitización mejoran las propiedades petrofísicas de la plataforma carbonatada y la serie pendiente. El área experimentó una primera fase de margen de régimen pasivo, desde el Jurásico Inferior al Mioceno: la plataforma carbonatada Liásica sufrió tectónica extensional que establecieron los del sur de Apulia-Apeninos persistentes plataformas y el norte de la cuenca de Umbria-Marche; dentro de la cuenca, las tasas de subsidencia diferencial creada horsts caracterizados por serie condensada. A partir del Mioceno superior, la zona entró en la fase de colisión de margen cuando su parte oriental estuvo involucrado en la orogenia Apeninos. El objetivo de este estudio fue analizar el proceso de dolomitización en relación con los cambios de flujo de fluido causados por la evolución del marco geológico.

Cuerpos dolomitizados se encuentran principalmente en los bordes de la plataforma del Cretácico-Jurásico Temprano y en las zonas paleohigh, sobre todo en la plataforma Calcarea Massiccio y formaciones de cuenca Corniola, con menor extensión a las sucesiones de pendiente más jóvenes (hasta Maiolica Formación). Las observaciones petrográficas evidenciaron un multifase dolomitization de alternancia de remplazo de dolomita, disolución y recristalización. La isotópica de carbono y oxígeno analiza sugerir una diagénesis agua de mar derivado en un amplio rango de temperaturas; esto se confirma por el análisis de inclusiones fluidas que detecta un par de etapas de eventos dolomitización durante un calentamiento progresivo de la serie de carbonato. La reconstrucción de secuencias parageneticas es casi el mismo en todas las sucesiones estudiadas, tanto en el afloramiento y subsuelo. Los datos recogidos muestran que los procesos de dolomitización cambiado durante la evolución de la zona de un margen de dominio pasivo al régimen de colisión margen. En ambas fases, la interacción entre el incremento de la temperatura entierro y las rutas de migración de fluidos, que es accionado por la ola orogénico se acerca, se sugiere.

El primer evento dolomitization (dolomita 1) se caracteriza por la baja temperatura de homogeneización (Th) y se interpreta como un reemplazo del precursor de calcita; su formación se produjo durante el dominio margen pasivo y es fuertemente dependiente de la velocidad de hundimiento de las diferentes áreas. El tiempo de generación de la dolomita 1 varía del Cretácico, en las zonas de alta subsidencia de la zona de empuje, a el Mioceno en los paleohighs del foreland. El Crecimientos Dolomitas (dolomita 2) precipitan a temperaturas más altas. En los depocentros de la zona de empuje, se llegó a esas temperaturas (hasta 1308C) durante el máximo de sobrecarga durante el Mioceno superior, mientras que en las zonas foredeep y antepaís, los fluidos de alta temperatura dolomitizantes parecen fluir a través de fallas durante las fases orogénicos (Plioceno) . En toda el área de estudio, se supone que los cementos de poros de la dolomita (4 dolomita y dolomita saddle) a precipitar a partir de fluidos calentados procedentes de estratos profundos a lo largo de planos de falla. Consideraciones regionales y los datos de salinidad de las inclusiones fluidas apoyan la hipótesis de que los fluidos dolomitizantes de las últimas fases podrían provenir de evaporitas triásicas que están presentes en la zona y representan la superficie de separación de los empujes.

INTRODUCCIÓN

Durante mucho tiempo, en el área de estudio, la parte superior de bloques de fallas upthrown carbonato, sellado por secuencias clásticas, fue considerada la única trampa de aceite explorable (Pieri y Mattavelli, 1986). Sin embargo, si la configuración estructural de una región es fundamental en la definición de la geometría de la trampa (Gibbs, 1984; Mitra, 1986; Harding y Tuminas, 1989), las características petrofísicas son también muy importantes, y en particular en las rocas carbonatadas, que están fuertemente influenciadas por diagénesis. Por ejemplo, varios estudios señalan que el proceso de dolomitization comúnmente mejora las propiedades petrofísicas de las rocas carbonatadas (Amthor y Friedman, 1991), y, a veces, sólo la sección dolomitizada de una secuencia de carbonato constituye una facies de yacimiento.

Este hecho es evidente en las facies de talud, donde las capas porosas dolomitizadas, cubriendo paleohighs, pueden formar una trampa estructural-estratigráfica que está sellado por estratos sedimentarios fangoso menos porosa, lo que resultó en un concepto de juego de éxito en la exploración de hidrocarburos reciente en el área de estudio . La comprensión del proceso de dolomitization para la predicción de la distribución espacial de los cuerpos de dolomita porosa es, en estos casos, de suma importancia tanto en la exploración y producción. Incluso el origen de dolomitization todavía se debate y aún no se ha resuelto (Hardie, 1987). El número de modelos genéticos es reducida si se considera la sustitución masiva; muchos autores señalaron la dolomitization entierro como uno de los más probables procesos para que en diferentes entornos geológicos (Braithwaite Andrizzi, 1997; DRIVET y Mountjoy, 1997;. Swennen et al, 2002).

La integración de análisis petrográficos, geoquímicos, y la inclusión de fluidos comunmente permitió la reconstrucción de las fechas de la ultima dolomitization relacionada con las principales fases estructurales y de entierro (Amthor et al., 1993; Zempolich y Hardie, 1997;

Lonnee y Al-AASM, 2000 ). Este enfoque se aplicó por primera vez a las facies carbonatadas dolomitizadas del Jurásico Temprano al Cretácico Inferior en los Apeninos centrales y antepaís peri-Adriático. En particular, la plataforma carbonatada de Calcare Massiccio(Lias inferior), la facies de cuenca de formación Corniola (Lias medio), y la pendiente de la sucesión calcarenítica Formación Maiolica equivalente (Cretácico Inferior) muestran buenas características del yacimiento cuando dolomitizo. El modelo propuesto de dolomitization entierro y el patrón de flujo de fluido representa una herramienta en la predicción de la distribución de los yacimientos de hidrocarburos potenciales dolomitizadas en la región.

MARCO GEOLÓGICO

Marco estructural

El área de estudio se encuentra en el centro de Italia, frente al Mar Adriático (Figura 1). Incluye una porción de la cadena Apeninos y su foreland. El marco geológico actual es el resultado de una compleja evolución tectónica:. Extensionduring theMesozoic (.. Neo-Tethyspassivemargin Decourt et al, 1993; Marchegiani et al, 1999) y la compresión a partir de theMiocene (Apeninos orogenia) (Bigi et al, 1992; Cipollari et al., 1999). De acuerdo con el presente marco estructural (Figuras 1, 2), tres zonas pueden distinguirse: la zona de empuje (una zona), donde Mesozoico a secuencias terciarias están involucrados en hojas plegadas y corridas de finales del Mioceno al Plioceno; la zona intermedia (zona B), donde los sedimentos del Mioceno-Plioceno foredeep se deforman durante mediados y finales del Plioceno (Patacca et al., 1992); y el antepaís (zona C).

Particularmente desde el Serravalliense a mediados del Pleistoceno, la onda de compresión tectónica migró hacia el noreste, involucrando progresivamente, en cabalgamientos y pliegues, la zona exterior de la cadena de los Apeninos (Centamore et al., 1992). En el área de estudio,

la fase tectónica más importante, cuyo principal efecto es los cabalgamientos de una zona, es anticuado menor Plioceno mediante estudios geológicos regionales, sobre la base de la interpretación sísmica, superficie y datos del subsuelo (datos no publicados) Eni: En el Plioceno inferior, un tensionalpatternstarts para actuar en la parte interna de la cadena (Brunamonte et al., 1992), coaxiales con el anterior, y dura hasta el Pleistoceno (Dramis et al., 1992), cuando parte de la antepaís participa principalmente con las características transpresivos

Evolución sedimentaria

La superficie (Damiani et al., 1992; Ciarapica y Passeri, 1998) y datos del subsuelo permiten la reconstrucción de la evolución sedimentaria de la zona (Figura 3). El Neo-Tetis evolución pasiva margen comienza en el Triásico Tardío. Toda la zona se caracteriza por el crecimiento de la plataforma de la dolomita perimareal, dentro del cual se desarrollan las cuencas sabkha y intraplatform anóxica (Ciarapica et al, 1987;.. Bigozzi et al, 1992). Las dolomías peritidal Norian-Réticos con capas gruesas de evaporación (Burano Formación) se han generalizado en la mayor parte de la zona. La temprana Lias está representado por la extensa plataforma carbonatada de la Formación Calcare Massiccio, manchado por las pequeñas cuencas anóxicas, intraplatform. Los depósitos del Jurásico registran el rifting y ahogamiento de esta vasta plataforma carbonatada, junto con el hundimiento rápido (Adamoli et al, 1982;. Santantonio, 1993). El Lias medio está marcado por el desgarro de la plataforma y el establecimiento de la cuenca northernUmbria-Marche (UMB, con Corniola Formación) (Santantonio, 1993; Santantonio et al., 1996), mientras que una plataforma carbonatada sur persiste (Apulia-Apeninos Plataforma reino, AAP). Tanto las formaciones Calcare Macizo y Corniola son localmente penetrante dolomitizada en los Apeninos centrales y del norte (Crescenti, 1969). Desde finales de los Lias a cretáceo temprano en la UMB, el diferente espesor en las zonas de cuenca y paleohighs (caracterizado por condensación y hiatos) del carbonato y Marly facies depósitos provoca una fuerte variación en la sobrecarga de los carbonatos Jurásico Inferior (Adamoli et al., 1978, 1990). El crecimiento plataforma carbonatada continúa en la zona sur; en el área de transición AAP-UMB, facies resedimentados bioclásticos desarrollan. Brechas y calcarenitas caracterizan la escarpa y la pendiente de la Formación Titoniano-principios Neocomiano Maiolica; esta facies aquí se llama el equivalente Maiolica y, en el área de estudio, es localmente dolomitizada penetrante. Litotipos similares afloran en el área de Gargano (Pavan y Pirini, 1966; Luperto Sinni, 1996).

Sedimentos del Cretácico Tardío-middleMiocene consisten en calizas andmarls en theUMB (Scaglia y Bisciaro-Schlier formaciones), mientras que en la plataforma sur (Accarie et al, 1986;.. Eberli et al, 1993), la deposición de carbonato superficial se interrumpe localmente por subaérea fases de exposición durante el Paleoceno-Oligoceno (Ciarapica y Passeri, 1998). En la zona de transición AAP-UMB, deposición pendiente continúa. En la edad upperMiocene, la migración oriental de la orogenia Apeninos implica la mencionada Una zona, provocando la formación de valles donde las secuencias turbidíticos de la formación Laga deposit.During el Plioceno inferior, cumbre de la fase orogénica, sedimentación silicoclásticos caracterizan el conjunto área; sobrepresión y revertir los fallos se pueden observar en las secuencias de turbidíticos de la zona B (datos Eni no publicado). Durante el Plioceno-media alta, empujando y la actividad continúa plegable en la parte norte de la zona de estudio (zonas A y B).

METODOLOGÍA

El Calcare Macizo, Corniola y facies Maiolica formaciones 'han sido examinados en un grupo grande de pozos, entre los cuales siete fueron escogidos para este estudio después de un cuidadoso análisis de corte y principales secciones delgadas; los pozos representan secuencias que pertenecen a todas las tres zonas estructurales (Figura 1). Al Montagna dei Fiori y Monte Vettore, situado en los Apeninos centrales y en representación de la zona A, también se han estudiado las facies dolomitizadas de Calcare Macizo y afloramientos Corniola formaciones.

Todas las muestras, alrededor de 50, se observaron tanto a través de microscopía de luz transmitida óptica y catodoluminiscencia (CL, utilizando un Technosyn, modelo 8200MK2; 15 kV y 300-400mAguncurrent); thenthe secciones delgadas pulidas fueron examinadas usando un microscopio electrónico de barrido (SEM) en el modo de electrones retrodispersados (BSE).

Los estudios geoquímicos incluyen isótopos estables, traceelement, y análisis de líquido inclusión.

Los isótopos estables de carbono y oxígeno han sido analizados, cuando sea posible, en muestras de dolomita que muestran un tamaño cristalina homogénea; micromuestras de aproximadamente 3 mm (0,1 in) se obtuvieron usando un taladro dental. Carbonato (4-6mg) se dejó reaccionar con ácido ortofosfórico concentrado a 258C para calcitas y cementos y en 608C para dolomita. El contenido de CO2 se midió en un Finnigan MAT 252mass espectrómetro (estándar internacional de formación Peedee belemnite, PDB), y los resultados se expresaron en partes por mil (unidades delta). Oligoelementos se determinaron con análisis semicuantitativo por fluorescencia de rayos x usando un difractómetro de rayos x Philips PW1404.

Inclusiones fluidas en cementos dolomita fueron estudiados en las secciones de doble pulido, de espesor tratados con técnicas de preparación en frío (Goldstein y Reynolds, 1994) para evitar reequilibrio. La petrografía de las inclusiones fluidas se estudió en los, y secciones gruesas no teñidas sin calefacción seleccionados, utilizando un microscopio petrográfico equipado con ultravioleta epi-iluminación.

Ensamblajes Fluid-inclusión (FIAS) se seleccionaron para discriminar los grupos petrográficamente asociados de inclusiones fluidas, probablemente atrapadas en aproximadamente el mismo tiempo. Tras el estudio petrográfico, las secciones gruesas se cortaron en pequeños chips y seleccionados para microtermometría. Las mediciones se realizaron utilizando una etapa de calentamiento 600-congelación Linkam THMSG, calibrado con inclusiones de agua y CO2 puro sintéticos. Velocidades de calentamiento bajos se utilizaron para la medición de temperaturas de homogeneización (Th) que se midieron en el orden creciente de Th para evitar el sobrecalentamiento.

Se midieron los cambios de fase de baja temperatura después se había medido todos Th en una muestra. En todos los líquidos-inclusiones fluidas, las burbujas se generaron por enfriamiento de la muestra a? 1008C y manteniendo la temperatura durante al menos 2 min. Este procedimiento se extiende a las cavidades de fluido de inclusión y permite que las burbujas para nuclear para obtener la temperatura de fusión de hielo (Tm) de hielo mediciones

Figura 2. Perfil Sísmico transversales las zonas estructurales. La longitud es de unos 60 km (10 millas). TWT = bidireccional tiempo de tránsito.

Figura 3. Esquema estratigráfico de los diferentes dominios paleogeográficas de Triásico al Plioceno en la zona, incluyendo la Plataforma de Apulia-Apeninos y la cuenca Umbria-Marche. El objeto dolomitization del estudio se encuentra en la sucesión Jurásico Inferior (Calcare Macizo y Corniola) y en la vertiente resedimentados depósitos del Cretácico Inferior (Formación Maiolica equivalente).

finales (Bodnar, 1992). La mayoría Th y Tm de hielo se midieron en bicicleta (cf. Goldstein y Reynolds, 1994).

RESULTADOS

Generalidades y Dolomita Distribución

En la secuencia del Jurásico-Cretácico Inferior de los Apeninos centrales y su antepaís (en tierra y costa afuera regiones Marche-Abruzos), los procesos de dolomitización mejoran las propiedades petrofísicas de la plataforma carbonatada y series de cuenca correspondiente (Figura 4), dándoles las buenas características del yacimiento de hidrocarburos (intercristalina y porosidad vuggy).

En ambos sucesiones del subsuelo en alta mar y en tierra, la Calcare Macizo y la parte inferior de la suprayacente Formación Corniola se encuentran a nivel local dolomitizadas (Figuras 1, 3); sedimentos dolomitizadas en tiempo equivalente afloran en los Apeninos centrales y se conocen como dolomías Castel Manfrino (Crescenti, 1969). El proceso dolomitization también implica la facies resedimentados bioclásticos que caracteriza la zona de transición AAP-UMB (Formación Maiolica equivalente).

El Calcare Massiccio (tanto como 600 m [2000 pies] de espesor) se compone de espesor para camas masivas de ciclos peritidal tienen intercalaciones de depósito bajío submareal (Colacicchi et al., 1975). Las microfacies, observados en las muestras de afloramientos, núcleos, y las secciones de corte delgadas de pozos seleccionados, varía de mudstone, bioclástica wackestone-packstone a grainstones oolíticos; tela fenestral y costras pisolitic están asociados a facies peritidal y horizontes tepee. En un intervalo con núcleo de H así, la dolomitizada Calcare Massiccio muestra capas de dolomita cristalino fino que contienen nódulos de anhidrita centimétricas. En afloramiento, las formas dolomitización parches a lo largo de fracturas, reactivó fallas extensionales Jurásico (Ronchi et al., 2003), y localmente, puede ser muy amplia y totalmente penetrante. En el subsuelo, hay un control de baja de la geometría de los cuerpos de tres imensional dolomitizadas; Comúnmente, el dolomitization implica a toda la plataforma de carbonato y se extiende por unas pocas decenas de metros de

la suprayacente Formación Corniola. A veces, el Calcare Macizo muestra sólo intercalaciones de rocas dolomitizadas independientes de las facies sedimentarias a lo largo de las zonas fracturadas. El estudio se centra en la dolomita mesodiagenetic, los horizontes cristalinos finos de dolomita, junto con capas de anhidrita interpretan como principios dolomita diagenética que se han quedado fuera (Qing et al., 2001),. La dolomita es cristalina gruesa, y la porosidad es de intercristalina, vuggy, y el tipo de solución-ampliada (Figura 5A).

La Formación Corniola consta de pelágicos (50-200 m [160 a 660 pies] de la profundidad del agua), piedra caliza micrítica gris que se caracteriza por regulares estratos 20-40 cm (8-16 pulg.) De espesor, que contienen nódulos de sílex con esponja espículas, radiolarios, foraminíferos, pequeños gasterópodos y ammonites dispersas; espesor oscila entre unos pocos metros hasta 200 metros (660 pies) (Passeri, 1990). Bioclástica resedimentados calcarenitas, junto con brechas y depresiones, están presentes en zonas cercanas a la plataforma carbonatada persistente. Tanto en el afloramiento y en el subsuelo, el dolomitization implica principalmente la parte inferior de la formación y en particular las facies resedimentados (Ronchi et al., 2003) (Figura 5B).

La Formación Maiolica equivalente, lo que representa la pendiente de conectar el arco del sur de la Plataforma de Apulia-Apeninos hasta el norte de la cuenca pelágicos Umbria-Marche, se observó en los núcleos de los pozos A y B (Figura 1) y en las secciones de afloramiento de la zona del Gran Sasso ( Adamoli y Mancinelli, 1978). Está formado por el adelgazamiento y multar-ciclos de alza, sedimentos crinoidrich bioclásticos; a nivel local, las lentes de brechas y

capas también están presentes. Esta facies grados hacia arriba y basinward de piedra caliza fina camas con nódulos de sílex (Maiolica Formación). Las microfacies showmudstone en las texturas de grano fino, mientras que en los más gruesos, microfacies muestran packstone y grainstone. El espesor Maiolica equivalente varía de aproximadamente 100 m (330 pies) hasta tanto como unos pocos cientos a lo largo de la pendiente; en los afloramientos de los Apeninos centrales, el dolomitization no es común, mientras que en la zona de Gargano, dolomías que son equivalentes a la sucesión estudiada se describen y se llaman Calcarie Dolomie di Monte Iacotenente (Pavan y Pirini, 1966; Luperto Sinni, 1996). En dos pozos (A y B), el dolomitization está confinada a las capas de textura más gruesa en la parte inferior de la formación (Figura 5C).

Las muestras Petrografía

Todos los Jurásico-Cretácico Inferior dolomías estudiadas en este trabajo, independientemente de la formación original, muestran casi los mismos tipos de textura y evolución paragenética, revelando un dolomitization múltiples etapas que se traduce en un general medio a grueso dolomita cristalina (Figura 6). El cristalino fino, dolomita mimética localmente presentes en el Calcare Macizo, como se dijo antes, no fue considerado.

Dos texturas dolomita han sido reconocidos:

Textura A: Tight, dolomita reemplazo masivo, representada por planar-S a la textura no plana (Sibley y Gregg, 1987), con un tamaño cristalino medio (de 50 a 150 mm). Este dolomita está presente principalmente en facies originalmente de grano fino.

FIGURA 4. Los valores de análisis de porosidad del núcleo estándar de dolomías (A) en comparación con las muestras nondolomitized (B) en Calcare Macizo. Dolomitization mejora la porosidad, la ampliación de las cavidades y formando porosidad intercristalina; porosidad promedio es de 4% en la dolomía en comparación con 1,3% en calizas.

Figura 5. Fotografías de facies dolomitizadas. (A) Afloramiento ejemplo de Calcare Macizo facies dolomitizadas en Montagna dei Fiori; tenga en cuenta las grandes cavidades causadas por la ampliación de la solución a vista de pájaro; (B) Montagna dei Fiori afloramiento mostrando una cama calcarenítica dolomitizada de Corniola; la disolución selectiva de clastos proporciona porosidad móldica, y porosidad intergranular se conserva. (C) Núcleo Slabbed de facies resedimentados dolomitizadas de Formación Maiolica equivalente (bueno A). La laminación sedimentaria se conserva por el dolomitization; tenga en cuenta la alternancia de dolomita poroso (porosidad intercristalina), ex calcarenitas de grano grueso, y dolomita apretado, ex facies finas de grano.

FIGURA 6. Dolomitas microfotografías textura. (A) planar-E textura de dolomita con porosidad intercristalina, muestra del bien B, Formación Maiolica equivalente. (B) planar-E textura de dolomita; en cuenta los núcleos turbia romboedros (dolomita 1, D1) en parte se recristalizó (dolomita 3, D3), el crecimiento excesivo dolomita claro (dolomita 2, D2), y el cemento de dolomita (dolomita 4, D4), muestra a partir de bien G, dolomitizaron Calcare Massiccio . (C) planar-E textura dolomita; tenga en cuenta la oclusión completa de la porosidad intercristalina causada por dolomita cementación (dolomita 4), muestra de Montagna dei Fiori afloramiento, dolomitizaron Corniola. (D-F) El mismo campo de plano-E textura dolomita a la luz plana, SEM, y CL; en cuenta que la dolomita turbia 1 se disolvió parcialmente por un evento de disolución antes de la precipitación de dolomita 3 ('' Dis. '' en la micrografía D). En dolomita 1, relictos de calcita son detectables bajo SEM ('' C '' en la micrografía E). Dolomita 2 se caracteriza por la zonación visible tanto en SEM y CL (micrografías E y F, respectivamente).

Textura B: blanca porosa, dolomita, sucrosic mostrando una textura plana-E y el tamaño cristalino grueso (de 150 a 500 mm); este dolomitemaintains la textura grainstone original, cuya aloquímicos son visibles como relictos como se evidencia por las impurezas [inclusiones de materia orgánica (?)] y calcita permanece en los núcleos de cristal.

Varios tipos de dolomita, reconstruidas a través de observaciones petrográficas, han sido reconocidos (Figura 7):

Dolomita 1 está representada por los núcleos de cristal turbias dolomita (Figura 6A-D) y muestra un aspecto moteado de naranja en CL (Figura 6F); muchas pequeñas (unos pocos micrómetros de tamaño) inclusiones y algunas trazas de calcita han sido detectados por SEM análisis (Figura 6E). Los bordes de los cristales están corroídos por una fase de disolución. En bien C, dolomitization parcial involucrada la facies de alta energía del Calcare Macizo; romboedros turbia dispersa están presentes.

Dolomita 2 consta de dolomita clara cemento borde comúnmente zonificado en CL (Figura 6E, F). Dolomita 2 está muy bien desarrollado en la textura sucrosic dolomita (tipo A), donde las texturas porosas grainstone originales permitieron el crecimiento de las grandes y claras dolomita vacío llenado cementos.

Dolomita 3 es una dolomita turbia, opaca de color naranja en CL y relativamente inclusión rica; que representa la recristalización de dolomita 1 (Figura 6B).

Dolomita 4 es de cemento de dolomita que creció más de dolomita dolomita 2. Esto generalmente se voidfilling y cemento fractura de llenado (Figura 6C).

Dolomita una silla, en los cristales tanto como 600 mm (. 24 pulgadas) de tamaño, muestra caras curvas de cristal, escisión y extinción de barrido; está presente a nivel local dentro de grandes cavidades y en fracturas (Radke y Mathis, 1980).

En la Figura 7, la paragénesis esquemático de todas las dolomías detectados se esbozó.

Los isótopos estables

Carbono y oxígeno isótopos estables análisis muestran un estrecho rango de valores d13C (1,5 a + 4,8%), mientras que los valores de oxígeno propagan de? 2,8 a + 2,64% (Figura 8). En el rango de distribución relativamente amplia de los valores d18O, las dolomías jurásicas, procedente de afloramientos de una zona, forman un grupo que representa las muestras de oxígeno más empobrecido; el equivalente Maiolica dolomitizada muestras de núcleos de pozos de la zona B muestran valores d18O poco menos empobrecido que los de una zona; las muestras de dolomita de pozos de la zona C se caracterizan por una amplia gama de valores que llegan a 1,5% PDB.

Inclusión fluida en Petrografía y microtermometría

El fluido de inclusión se realizaron análisis en muestras de dolomías que representan las tres áreas estructurales (Figura 1): cinco muestras de dolomitizadas formaciones Calcare Macizo y Corniola de zona Montagna dei Fiori, en representación de la zona A; dos muestras de dolomitizada Maiolica equivalente de pozos A-C núcleos (zona B); y nueve muestras de dolomitizada Calcare Macizo pertenecientes a núcleos de pozos D-H (zona C).

Inclusión fluisa en petrografia tuvo como objetivo determinar:

origen fluido inclusión (primaria, secundaria, pseudosecondary, incierta)

FIGURA 7. paragenesis esquemática de dolomita. 1 = 1 dolomita núcleos turbias; 2 = 2 dolomita, cemento dolomita llanta; 3 = 3 dolomía, recristalización de dolomita 1; 4 = 4 dolomita, claro bloques de cemento de poros llenado, S = silla de poro dolomita y la fractura de relleno de cemento, FI = inclusión fluido

los más finamente discriminados, grupos petrográficamente distinguibles de inclusiones fluidas (esto define FIAS)

composición de las inclusiones '(acuosa o aceite lleno) la consistencia relativa de la relación volumétrica de líquido a vapor en cualquier

inclusión entre un solo FIA

Entre las fases minerales descritos anteriormente, se seleccionaron los FIA más apropiadas en los siguientes tipos de dolomita:

Dolomita 1 (núcleos de cristal turbio de inclusión-rica): Comúnmente, en esta fase mineral, la densa distribución de las inclusiones en los cristales reduce la característica óptica de dolomita 1, haciendo que el análisis difícil. En los pozos B y D, todas las inclusiones fluidas líquidas de tamaño variable (de 4 a 50 mm) están presentes.

Dolomitas 2-4 (llantas dolomita claras): En estos dolomitas, primarios, de dos fases (líquido + vapor), inclusiones fluidas acuosas son muy comunes. El tamaño de las inclusiones es variable desde unos pocos hasta varios micrómetros (de generalmente 4 y 5 a tanto como 40-50 mm).

Saddle dolomita:, de dos fases (líquido + vapor) primaria, inclusiones de fluidos acuosos (tamaño medio, 10-12 mm) están presentes.

No hay inclusiones fluidas llenos de aceite están presentes en cualquier FIA. Una vez completada la petrografía y se seleccionaron los FIA más apropiados, se realizó mediciones microtermométricos para determinar ambas temperaturas (Th) y salinidad (Tm) de hielo de los fluidos responsables de la precipitación mineral.

Los núcleos de dolomita 1 turbias comúnmente contienen pequeñas inclusiones fluidas que no dan información microtermométrico debido a su pequeño tamaño promedio y pobres características ópticas de esta fase mineral, excepto en los pocillos A, B, y D (Figura 9B, C), donde allliquid (bien B) y de dos fases (pocillos A y D) están presentes inclusiones fluidas. All-líquidos inclusiones están en el mismo rango de tamaño que las inclusiones de dos fases (véase la dolomita 2) pero no petrográficamente emparejado con ellos y no nuclean burbujas durante el enfriamiento a menos estirado. Por lo tanto, las inclusiones de todos los líquidos no son consecuencia de estrangulamiento de inclusiones fluidas de dos fases o metaestabilidad

significativo. Descenso crioscópico (Tm hielo) de inclusiones fluidas allliquid es? 7,5 a? 3.38C. Si suponemos un modelo H2O-NaCl (Bodnar, 1992), estos se traducirían a la salinidad de peso 11 a 5,3% de NaCl equivalente. Podemos suponer que dolomita 1, al menos en bien B, se precipitó a una temperatura baja (por debajo de aproximadamente 508C) a partir de fluidos hipersalinos comparable a aquellos fluidos que se encuentran en inclusiones en los dolomitas Formación Burano (peso 15% de NaCl equivalente; P. Ronchi, 2001 , comunicación personal).

En bien A (Figura 9B), los datos de temperatura de inclusiones TWOPHASE en dolomita 1 están confinados en un rango muy estrecho (a excepción de un punto), dando una temperatura de precipitación inicial entre 71 y 768C y la salinidad del peso 4.3% de NaCl equivalente.

En bien D, zona C, no tenemos ningún dato de la temperatura de homogeneización, pero a partir de observaciones petrográficas, los datos sugieren que la dolomita 1 se formó durante la primera fase de dolomitization. Debido a esto petrografía, es posible atribuir dolomita 1 a la fase de baja temperatura con respecto a los de fecha posterior él.

FIGURA 8. Los isótopos estables diagrama de las muestras a granel dolomita procedentes de pozos y afloramientos. Los valores positivos D13C se interpretan como causada por la presencia de fluidos dolomitizantes de agua de mar derivados; la amplia gama de valores d18O puede ser explicado como el resultado de mezclas de señales procedentes de diferentes fases de dolomita; los datos más coherentes son los que pertenecen a la zona A que, con valores negativos, son consistentes con las altas

Dolomita 2 contiene dos fases inclusiones y da buena información tanto de la temperatura de homogeneización y la salinidad. Microtermométrico análisis muestran Th valores repartidos en diferentes grupos de muestras, que van desde 60 a 1258C (Figura 9A-C), lo que indica que esta fase de cemento de dolomita creció a diferentes temperaturas en distintas muestras. Es importante señalar que los FIA en cada evidencia consistente rendimiento de las muestras que no se reequilibró después de atrapamiento.

La salinidad del fluido-inclusión en dolomita 2 muestra valores que van de peso de 5 a 17% de NaCl equivalente. Datos de salinidad se commonlywell limitados (Figura 9B, C) en cada muestra, excepto por salinidades registrados en dolomita 2 de una zona (Figura 9A). La gama amplia salinidad puede explicarse probablemente a través de fugas y rellenado de las inclusiones durante la presencia de fluidos de salinidad más tarde superiores. Dolomita 4 se registra únicamente en lugares bien A (zona B), donde los datos muestran alta temperatura (de 95 a 1108C) y salinidad (entre 6 y 11% en peso de NaCl equivalente) valores. Esta es una prueba más de aumento de la temperatura y la salinidad durante el enterramiento progresivo (de hecho, dolomita 4 es un invalidaría y cemento fractura de llenado que crece, de fecha posterior dolomita 2).

La dolomita se ha analizado en Montagna dei Fiori, donde se muestran los valores más altos Th (1198C valor medio) de la secuencia paragenética dolomita. La salinidad para esta fase dolomita oscila entre el 15,5 y el 20% en peso de NaCl equivalente (Figura 9A).

En general, las dos tendencias se pueden notar en las muestras analizadas:

1) En cada aumento de la sucesión, la temperatura y la salinidad en la secuencia paragenética (de 1 a ensillar dolomita dolomita) (cf. Montagna dei Fiori, la figura 9A, y bien A, Figura 9B).

2) En la misma fase dolomita, la salinidad aumenta en movimiento de una zona estructural a otro. Por ejemplo, el contenido de NaCl en dolomita 2 aumenta moviéndose hacia el antepaís (desde la zona B a la zona C), con valores promedio de 7,3 a 8,0% en peso de NaCl equivalente (pozos A y B) en la zona B y de 10,5 a 13% de peso NaCl equivalente en pozos E-G en la zona C. Una excepción es dolomita 2 de una zona probablemente debido a los efectos de fugas y rellenado. La misma tendencia de aumento de la salinidad se puede ver en dolomita 1 fromwells B andd (zonas B ANDC, respectivamente).

HISTORIA ENTIERRO Y EVOLUCIÓN ESTRUCTURAL

Los diagramas del entierro de historia se han realizado utilizando el GETR Software (Sistema Integrado de Modelado Cuenca para Unix) aprobada por Eni. Los datos de entrada estratigráficas provienen de la literatura (Passeri, 1990) y los datos así, de acuerdo con las sucesiones estudiadas. Vale la pena señalar que las muchas incertidumbres en las variables de entrada requeridos para esta simulación (como paleodepth, paleotemperaturas, velocidad de sedimentación y paleoflux calor) influyen en la fiabilidad de reconstrucción isoterma.

El Lias estudiado y sucesiones del Cretácico Inferior sometieron distinta evolución entierro, dependiendo de sus áreas de deposición paleogeográfica Mesozoico-Paleógeno y Neógeno evolución estructural. En la zona A, el área Montagna dei Fiori (Figura 10A) muestra una evolución sedimentaria UMB caracterizado por sobrecarga progresiva y aumento de la temperatura correspondiente a tanto como 808C hasta finales del Mioceno, cuando participó en la cinta Apeninos. En la zona B, representada por A y B pozos (Figura 10B), la sucesión Mesozoico paleohigh, seguido de incompleto serie Paleogenic, provoca una sobrecarga baja; del Plioceno, la gruesa cuña sedimentaria clástica depositada con calefacción consecuente. Los pliegues de compresión y tracciones que implicaron la zona B no se consideran en el

Figura 9. FI diagramas que muestran la Th vs. el calculado NaCl equivalente de salinidad.

modelo, debido a su influencia sobre el importe total de la sobrecarga es pequeño. La zona C se caracteriza por el bajo espesor de los sedimentos Neogenic, causadas por la posición externa con respecto a la cadena Apeninos; el calentamiento sobrecargar y relevante de la sucesión-Jurásico Cretácico depende principalmente del Mesozoico - espesor secuencia Paleogenic. La sobrecarga y las temperaturas de la serie Cretácico Jurásico Temprano más alto se alcanzó en la secuencia UMB (unos 808C), mientras que en las áreas de la AAP, bajo escombros se registra (con 60-708C).

DISCUSIÓN

Geometría de la Dolomita

El análisis de la distribución espacial de los cuerpos dolomitizadas es uno de los criterios para definir un modelo de dolomitization (Hardie, 1987; Amthor et al., 1993). A pesar de que es posible lograr una información incompleta sobre la geometría dolomías en sucesiones perforados, una distribución dispersa de dolomitization con un desarrollo preferencial alrededor fracturadas y horizontes porosos se pueden observar tanto en las sucesiones perforados y en las zonas Montagna dei Fiori y Monte Vettore. Ajustes similares se han interpretado recientemente como dolomitas entierro (Braithwaite y Rizzi, 1997; DRIVET y Mountjoy, 1997). Este patrón sugiere que los fluidos dolomitizantes rosa junto criticar y zonas fracturadas y extendieron lateralmente dentro de los cuerpos porosos de la Calcare Massiccio y ampliamente en la brecha y Calcarenitas capas porosas de Corniola y formaciones Maiolica equivalentes; el frente dolomitization, de hecho, se detiene al alza en las facies fangosas apretados de Corniola y Maiolica Formaciones.

Petrografía y Geoquímica

Las observaciones petrográficas evidenciaron que los dolomitas experimentaron una dolomitization multifase (Qing andMountjoy, 1989; Braithwaite y Rizzi, 1997); consiste en una etapa temprana de reemplazo dolomita (dolomita 1), varias fases de precipitación dolomita (Dolomitas 2 y 4 y dolomita silla de montar), y las fases de la disolución (entre dolomitas 1 y 2) y dolomita recristalización (dolomita 3). Los valores de isótopos estables, junto con los datos fluidinclusion, sugieren que este proceso se produjo en presencia de fluidos calentados. Esto es particularmente notable para las muestras procedentes de una zona (Figura 8), que muestran valores negativos d18O mienten en el rango de dolomitas atribuidas a las aguas climatizadas (Mattes y Mountjoy, 1980; Sibley y Gregg, 1987), mientras que los positivos de d18Ovalues muestras de B y zonas C pueden explicarse como el resultado de mezclas de señales procedentes de diferentes dolomitas (Frisia y Wenk, 1993). De hecho, los análisis de isótopos estables se realizaron en muestras a granel, y por lo tanto, cada valor representa un

valor medio resultante de la contribución de todas las fases de dolomita. Por lo tanto, la contribución de un primer dolomita puede suponer (Qing et al., 2001). Este dolomita temprano puede ser representado por la dolomita cristalino fino que se ha encontrado en H y así no analizados en el presente estudio. Los análisis de fluidinclusion permitió la restricción de la gama de Th de los diferentes tipos de dolomita, desde menor que 50 a tanto como 1308C, confirmando la presencia de fluidos calentados. Además, en el promontorio (zona C), los valores de dolomita Th 2 son más altos que los medidos en la profundidad del pozo total de, lo que representa la presencia de fluido hidrotermal durante esa fase de cementación dolomita. La dolomita comúnmente sugiere altas temperaturas (Radke y Mathis, 1980).

valores d13C (1,5 a + 4,8%) indican un fluido dolomitizantes seawaterderived (Allan y Wiggins, 1993), mientras que el fluido de inclusión analiza evidencia una salinidad mayor que la del agua

FIGURA diagramas 10. Entierro-historia con isotermas y las principales fases de dolomita trazan. (A) Una zona, la evolución de la Massiccio Calcare en Campo dei Fiori; (B) la zona B, la evolución de la sucesión equivalente Formación Maiolica en los pozos A y B.

de mar típica media; toda esta información indica que los fluidos pueden derivar de agua de mar modificada de cuenca.

El dolomitization en las Tres Bends

Los datos discutidos anteriormente permiten la reconstrucción de la evolución de dolomitization en las diferentes zonas, como se ejemplifica en la Figura 11.

La Zona A

En Montagna dei Fiori y Monte Vettore, áreas representativas de la zona de empuje (A), el proceso de dolomitización implicaron la Calcare Massiccio y parte de la Formación Corniola (Jurásico Inferior). Las inclusiones fluidas monofásica que se encuentran en la dolomita 1, lo que representa la primera etapa dolomitization, no tienen datos Th fiable; por comparación con los valores obtenidos para otras muestras de dolomita 1, es probable que hayan comenzado a formarse en un ambiente entierro superficial (50-608C). Mediciones de fluido de inclusión de dos fases establecieron que dolomita 2 se produjo bajo temperaturas de aproximadamente 708c, mientras que los puntos de silla de montar de dolomita a temperaturas superiores a 1108C (tanto como 1328C). Una evaluación de la salinidad en las inclusiones fluidas muestra valores para la dolomita 2 (promedio 12%) inferior a la dolomita silla de montar (promedio 16% de NaCl equivalente), lo que sugiere un cambio en geoquímica de fluido a través del tiempo.

La historia del entierro reconstruido a partir de los datos regionales y afloramiento nos permite coincidir con las fases diagenéticos la evolución geológica de la zona A (Figuras 10A, 11). La fase de enterramiento superficial de dolomitization (dolomita 1) podría haber ocurrido en un lapso de tiempo grande, que van desde el Jurásico Superior al Terciario inferior. Se produjo la fase de cementación dolomita (dolomita 2) durante Mioceno medio, cuando el Calcare Massiccio y las unidades de formación Corniola pueden haber alcanzado temperaturas de aproximadamente 708c.

Después de este período, los areawas involucrados en orogenia Apeninos, y los fluidos hidrotermales (con temperaturas de 110-1308C según lo registrado por la inclusión de líquidos dolomita), que llegan de fallas profundas, se cree que son los fluidos dolomitizantes del último evento .

La Zona B

En esta zona, el proceso dolomitization involucrado tanto la Formación Calcare Massiccio y las facies resedimentados de Cretácico Inferior (Maiolica equivalente

Formación). El modelado se ha realizado utilizando los datos más fiables de la sucesión cretácica del bien A (Figura 9B).

La inclusión de fluido monofásico encontrado en dolomita 1 indica la temperatura de homogeneización 55-788Cof en un entorno sepultura poco profunda; mediciones bifásica líquido de inclusión establecieron que la dolomita 2 ocurrió a temperaturas entre 75 y 928C, mientras que la dolomita 4 puntos a temperaturas entre 95 y 1108C. Una evaluación de la salinidad del fluido inclusión muestra el aumento de la salinidad de la inclusión de fluido con el entierro procedimiento: dolomita 1, del 2 al 5,5% en peso; dolomita 2, de 2 a 9% en peso; dolomita 4, hasta un 11% en peso de NaCl equivalente. De nuevo, esto sugiere un cambio en la geoquímica de fluido a través del tiempo. La historia del entierro reconstruido a partir de los datos así nos permite coincidir con las fases diagenéticos la evolución geológica de la zona B (Figura 10B). Se llegó a las temperaturas de la dolomita 1 a partir del Eoceno. La fase de

cementación dolomita (dolomita 2) comenzó desde el Plioceno medio, mientras que parte de la zona intermedia estuvo involucrado en la protuberancia periférica y los sedimentos del Cretácico Inferior puede haber alcanzado temperaturas de aproximadamente 758C. Dolomita 4 y la dolomita silla deberían haber formado más recientemente debido afluencia de fluidos calientes a lo largo de fallas abiertas. Esto podría ser posible en ese momento, cuando el campo de esfuerzos actual (orientado s3 sur-norte) se estableció en la zona.

La Zona C

En esta zona, el proceso involucrado dolomitization la Formación Calcare Massiccio y las facies resedimentadas del Cretácico inferior; el modelado se ha realizado sólo en los núcleos disponibles Calcare massiccio. No hay mediciones exitosas se realizaron en la dolomita 1; Los análisis de fluido bifásico inclusión estableció que dolomita 2 desarrolló a temperaturas de aproximadamente 65-1008C, mientras que dolomita 4 puntos a temperaturas entre 100 y 1258C. Datos de salinidad del fluido de inclusión muestran valores similares para dolomitas 2 y 4, con una amplia gama de valores de 9 a peso hasta un 14% de NaCl equivalente. Los diagramas de entierro historia del show zona C, así que sólo Dolomita 1, cuyas temperaturas de cristalización se supone que son de abajo 60-708C, podría haber ocurrido en el régimen de enterramiento; las temperaturas obtenidas por el líquido inclusión análisis de las fases finales de dolomitización (dolomita 2 y otras fases) nunca fueron alcanzadas en la Formación Calcare Massiccio durante el entierro. Esto demuestra que se produjeron en presencia de fluidos hidrotermales.

Posible fuente de fluido y flujo de Mecanismos

Los datos anteriormente expuestos nos permiten interpretar las dolomías estudiadas como causada por procesos diagenéticos tardíos, que se pueden comparar a los casos análogos de dolomitization entierro masivo. Este fenómeno se ha relacionado con el flujo de la formación de cuenca fluido en ambos reinos colisión margen passiveand (Mountjoy et al., 1997; Zempolich y Hardie, 1997; Swennen et al., 2002). La temperatura elevada presente en los favores de entorno de entierro dolomitization tanto eliminando las barreras cinéticas y elevando la relación Ca / Mg en la que dolomitization puede ocurrir (Hardie, 1987; Allan y Wiggins, 1993). Sin embargo, se requiere una fuente de Mg y mecanismo de flujo favorable.

El área experimentó la evolución del margen pasivo (Mesozoico al Paleógeno) al margen de colisión (Neógeno Apeninos orogenia), con los consiguientes cambios en el ámbito diagenética y patrones de flujo de fluido (Figura 12). En el ajuste tensional (Figura 12A), el patrón de flujo de fluido entierro está dominada por movimientos compactionaldriven, con componentes laterales (de la cuenca hacia la plataforma), componente ascendente, y la circulación

termohalina (Heidary, 1997). En esta fase, es probable que los fluidos dolomitizantes fueron los Mg-ricos salmueras evaporación residuales (Broomhall y Allan, 1987) procedentes de estratos acostado en la Formación Burano. En las fases tectónicos de compresión (Figura 12B), el flujo de fluido es episódica y dominado por los movimientos laterales de la zona de colisión a la foreland a través de la inmersión camas porosas y permeables y verticalmente a través de fallas y fracturas (Oliver, 1986; Montañez, 1994; Heidary, 1997). El flujo lateral puede ser de gran importancia en la zona underthrust debido a compresión del fluido. En la zona de estudio, solamente las zonas A y B estaban involucrados directamente por la tectónica de compresión. Sin embargo, los flujos de fluido caliente en estos ajustes pueden llegar a la foreland (Heidary, 1997). En una zona, se sugiere por la trayectoria del flujo de hidrocarburo modelado (Eni datos no publicados). Una vez más, la fuente de Mg puede ser proporcionado por Mg-ricos salmueras evaporación residuales procedentes de la Formación Burano o por formaciones de esquisto presentes en la sucesión sedimentaria (cf. Mattes y Mountjoy, 1980).

CONCLUSIONES

El dolomitization que afecta a la plataforma carbonatada Jurásico Inferior Calcare Massiccio, su piedra caliza de cuenca relacionados Corniola Formación y las facies resedimentados del Cretácico Inferior (Formación Maiolica equivalente) mejoraron la porosidad y la permeabilidad de la sucesión y pueden indicar nuevas obras de hidrocarburos exploración. El estudio petrográfico y geoquímico de estas dolomías, integrado con la evolución geológica y tectónica reconstruido, ofrece un modelo predictivo para el proceso de dolomitización, lo que podría apoyar proyectos exploratorios de hidrocarburos.

El paragenesis de las dolomías consiste en una primera fase de sustitución dolomita (dolomita 1) y unas pocas fases de cementación dolomita (dolomita 2 malezas, dolomita 4, y dolomita silla de montar) que se intercala a la disolución y recristalización dolomita (dolomita 3). Los datos recogidos demostraron que el dolomitization fue un proceso de múltiples etapas mesodiagenetic influenciado por varios factores: la temperatura de entierro vinculada a la tasa de subsidencia, la presencia de horizontes porosos, y las formas permeables para el flujo de fluido. Todos estos factores variaron a través del tiempo, cuando la zona ha cambiado desde el reino pasivo-margen a collisionmargin reino, y en la función de la posición estructural en relación con los Apeninos avanzar empuje.

Tres dominios principales se han distinguido en el área estudiada. En la zona de empuje (A), que se caracteriza por el hundimiento diferenciado durante el Mesozoico y que participan en empujando fromthe menor Plioceno, el proceso dolomitization comenzó temprano (Cretácico-Eoceno) y había terminado cuando se estableció la cuenca formación Laga (Mioceno). Sólo la dolomita precipitado durante themain fase Apeninos (Plioceno inferior). En la zona foredeep (B), el momento de la primera prueba dolomitization varía en función de las tasas de subsidencia.

En la sucesión paleohigh examinado, el proceso iniciado durante el Terciario, pero el dolomitizationoccurred más penetrante inmediatamente después de la fase tectónica Plioceno inferior, cuando la zona se convirtió en un foredeep. En la zona de antepaís (C), que se caracteriza por una baja subsidencia en el reino pasivo-margen, el proceso comenzó dolomitization (dolomita 1) a finales del Terciario, cuando los sedimentos siliciclásticas siempre la sobrecarga, mientras que en el extremo de antepaís, todo el proceso pasó en los últimos tiempos (desde el Plioceno), porque los fluidos hidrotermales fluyeron lo largo de fallas transpresión.

En general, una migración del proceso de dolomitization a través del tiempo, de la cadena hacia el promontorio, pasando de un margen pasivo a un reino de colisión, se observa. Mientras tanto, las vías de flujo de fluido cambiaron de fallas reactivadas Jurásico tensionales a los fallos del Terciario de compresión y transpresionales. Se piensa que la fuente de Mg en los fluidos dolomitizantes que se encuentran en la Formación Burano evapora que pueden haber sido exprimido durante la compactación, y más tarde, ellos representan los horizontes desprendimiento de los Apeninos empuja. Otra fuente de Mg puede encontrarse en intervalos arcillosas presentes en la sucesión sedimentaria que se han compactado durante el enterramiento.

Figura 12. (A) trayectorias de flujo de fluido durante el entierro reino pasivo-margen; (B) trayectorias de flujo de fluido durante el ámbito margen de colisión.