21 de ago. de 2011

Origen de los Hidrocarburos

imageEn el siglo XIX se creía ampliamente que el petróleo tenía un origen magnético y que este emigró desde las grandes profundidades a lo largo de las fallas de la corteza terrestre. Hoy en día, las evidencias sugieren que el material fuente del petróleo es la materia orgánica formada en la superficie de la tierra. El proceso inicia con la fotosíntesis, en la que las plantas, en presencia de luz solar, convierten el agua y el dióxido de carbono en glucosa, agua y oxígeno. La glucosa es la materia para la síntesis de polisacáridos más complejos y otros compuestos orgánicos.

La fotosíntesis es una parte del complejo ciclo del carbono. Normalmente la mayoría de la materia orgánica producida por la fotosíntesis vuelve a ser reciclada en la atmósfera como dióxido de carbono (CO2). Sin embargo, el ciclo del carbono no es completamente eficiente. Una pequeña cantidad de materia orgánica, alrededor de una parte en 1.000, escapa del reciclaje y es enterrada. A través del tiempo geológico, este pequeño aporte ha producido grandes cantidades de materia fósil, estimada en alrededor de 20x1015 toneladas métricas. No obstante, la mayor parte de este material es ampliamente dispersado en la columna sedimentaria. Solamente alrededor de una molécula de CO2 de cada millón tomado inicialmente por el proceso de fotosíntesis es eventualmente convertida en petróleo económicamente explotable, gas natural o carbón. La serie de eventos que hacen posibles las acumulaciones concentradas de combustibles fósiles son, por lo tanto, altamente selectivas.

La materia orgánica se acumula preferencialmente en aguas tranquilas, es decir, en ambientes de baja energía. Consecuentemente, la materia orgánica se encuentra principalmente en rocas de grano fino, tales como lutitas y lodos limosos. Estos ambientes de baja energía se encuentran usualmente en los océanos, lagos, o, en el caso del carbón, en los pantanos. Sin embargo no todas las lutitas contienen suficiente materia orgánica para ser rocas madres. Las lutitas ricas en materia orgánica son originadas tanto por una alta tasa de producción de materia orgánica, como un alto potencial de preservación. Toda la materia orgánica del océano es formada originalmente a través de la fotosíntesis. Los productores principales son el fitoplancton, que son plantas microscópicas flotantes como las diatomeas, dinoflagelos y las algas verdes-azules. La producción de fitoplancton está relacionada a variables físicas y químicas. La luz es particularmente importante, debido a su papel en la fotosíntesis y  la profundidad de penetración en el océano define la zona fótica, cuyo espesor depende principalmente de la altitud y claridad del agua (puede alcanzar más de 100 metros bajo la superficie en mares tropicales).

El segundo factor importante es la tasa de aporte de nutrientes para la zona fótica, especialmente fosfatos y nitratos, que son liberados por la descomposición bacterial de la materia orgánica y son vitales para el crecimiento de plantas y animales. El oxígeno, aunque no es importante para el fitoplancton, es vital para los animales que forman parte de la cadena alimenticia. El fitoplancton incrementa el contenido de oxígeno de las aguas superficiales, como un producto de la fotosíntesis. En el océano abierto, las zonas de alta productividad orgánica ocurren en altas latitudes (alrededor de 60° Norte y Sur) y a lo largo del Ecuador. La productividad es también muy alta en las aguas someras y bien mezcladas sobre las plataformas continentales, especialmente donde los grandes ríos entran en el océano y aportan abundantes nutrientes. Estos principios que gobiernan la distribución de materia orgánica en los océanos modernos pudieron haber prevalecido en el pasado; pero es difícil de extrapolar estos datos debido a que los continentes se han movido, los patrones de circulación oceánica han cambiado y la diversidad de grupos de plantas y animales se ha alterado a través del tiempo.

Las áreas de alta productividad no son necesariamente las más adecuadas para la preservación de la materia orgánica. La preservación ocurre más favorablemente en cualquiera de las siguientes situaciones: tasa de deposición rápida y cuerpos de aguas pobres en oxígeno con fondos anóxicos. En estos casos se evita la acción de bacterias aeróbicas que destruyen la materia orgánica convirtiéndola en CO2 y H2O. La acción de las bacterias anaeróbicas a profundidades relativamente superiores a los 100 cm, forma cantidades apreciables de metano biogénico. Sin embargo, la mayoría de esta acción bacterial (tanto aeróbica como anaeróbica) que destruye la materia orgánica ocurre dentro de los 30 – 60 cm superiores del sedimento, por lo que este enterramiento rápido solo permite que las bacterias actúen por un breve tiempo y la descomposición es menos completa. La preservación también se ve favorecida por la estratificación de las aguas de fondo pobres en oxígeno; tal como ocurre en lagos y lagunas someras, y en mares restringidos donde el agua fresca de los ríos entre un cuerpo de agua salada densa.

La mezcla de las aguas es inhibida entre las capas. El oxígeno producido por la fotosíntesis o disuelto en el agua de la atmósfera, en la capa más superior, no puede circular a la capa inferior. Como resultado; las aguas más densas y más profundas se hacen anóxicas y la materia orgánica puede preservarse fácilmente. Un buen ejemplo actual de aguas estratificadas y deficientes de oxígeno es el Mar Negro y el Mar Muerto. La estratificación de las aguas y deficiencia del oxígeno disuelto no ocurre solamente en lagos y mares aislados, sino en plataformas llanas y amplias donde la circulación puede ser mínima. Ejemplo: “Evento Anóxico Cretácico”, donde el pico de preservación de la materia orgánica coincide con el pico de transgresión cretácica sobre las plataformas continentales. En ambientes continentales, la degradación de la materia orgánica es principalmente aeróbica y las acumulaciones de material orgánico sólo ocurre en lagos estratificados o en pantanos de carbón anaeróbicos.

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Diagénesis de la materia orgánica.

Hay tres estados importantes en el entrenamiento y evolución de la materia orgánica a hidrocarburos: diagénesis, catagénesis y metagénesis. La diagénesis se inicia tan pronto como el sedimento es enterrado, y aquí se considera que incluye todos los cambios que ocurren hasta el estado de generación de petróleo. Los lodos recién depositados son inconsolidados y pueden contener más del 80% de H2O en sus poros. Estos lodos se compactan rápidamente. La mayor parte de la porosidad se pierde en los primeros 500 metros. Luego la compactación continúa mucho más lentamente. Cualquier materia dentro de estas lutitas es sometida a cambios complejos. El punto de inicio de estos cambios son los cuatro (4) grupos principales de compuestos orgánicos o biopolímeros que son sintetizados por plantas y animales: Carbohidratos, proteínas, ligninas y lípidos. Los carbohidratos ocurren tanto en plantas como en animales e incluyen azucares simples, tales como glucosa, y sus polímeros complejos, tales como la celulosa y almidón. Las proteínas principalmente en animales y, en menor proporción en las plantas. La lignina es construida de cadenas de carbono armónicas de alto peso molecular, y ocurre solamente en plantas superiores. Los lípidos ocurren tanto en plantas como en animales. Ellos son compuestos insolubles, y son los materiales precursores principales de los hidrocarburos líquidos.

Durante la diagénesis temprana, los biopolímeros complejos son rotos y transformados en moléculas más pequeñas y simples, llamadas geomonómeros. Las proteínas son las menos estables, seguidas por los carbohidratos, lípidos y ligninas. El más activo de los geomonómeros reaccionará espontáneamente con cada uno de los otros y polimeriza hasta producir geopolímeros complejos estables. A diferencia de los biopolímeros, los geopolímeros tienen una estructura aleatoria y son, por lo tanto, resistentes a la biodegradación. Estos cambios son llevados a cabo primero por las bacterias y procesos químicos no biológicos, y más tarde por el craqueo termal. La transición a geopolímeros ocurre en un tiempo geológicamente corto, probablemente sólo unos pocos cientos o millones de años. Con el incremento del enterramiento, la materia orgánica pierde casi todo su nitrógeno, mucho de su oxígeno y azufre, y algo de su hidrógeno y carbono. La mayoría de los heteroátomos se pierden en la forma de moléculas pequeñas, tales como CO2, NH3, N2, O2, H2O y H2S.

El único hidrocarburo producido en cantidades medibles durante la diagénesis es el metano biogénico, como producto de la destrucción anaeróbica. El producto final de la diagénesis de la materia orgánica es el Kerógeno, que se define como la materia orgánica en las rocas sedimentarias que es insoluble en solventes orgánicos, a diferencia de la porción soluble de la materia orgánica que se denomina bitumen. Bajo el microscopio, el Kerógeno se presenta como fragmentos orgánicos diseminados. Algo de este material es estructurado, es decir, son reconocibles como fragmentos de tejidos de plantas, esporas, algas, etc. Estos fragmentos con cierta estructura derivados de plantas pueden ser agrupados en unidades biológicas distintas denominadas macerales, que son equivalentes en el Kerógeno a los minerales en las rocas.

Tres grupos de macerales principales son importantes: Vitrinita, exinita e inertinita. La Vitrinita es el maceral dominante en muchos Kerógenos y es el componente principal del carbón. Este se deriva casi enteramente de tejidos leñosos de las plantas terrestres superiores, principalmente ligninas, por lo que es difícil romper y puede aparecer en casi todos los ambientes depositacionales (marino o no marinos), y es generalmente el tipo más abundante de partícula estructurada. Los macerales Exinita son derivados en su mayoría de algas, esporas, polen y cutículas de hojas cerosas. Los altos porcentajes de exinita no son comunes, pero si está presente, esto implica ambientes marino somero o locutrino. Los macerales de Inertinita provienen de varias fuentes que han sido intensamente oxidados antes de ser depositados y reciclados. La inertinita es un componente usualmente de menor proporción en el Kerógeno. Algunos componentes del Kerógeno son amorfos, los cuales han sido rotos mecánicamente y/o químicamente alterados por bacterias y hongos, enmascarando y destruyendo su estructura original. Esos componentes no son verdaderos macerales, aunque el término “amorfinita” se ha aplicado a estos materiales.

Las partículas amorfas probablemente representan el material fuente de hidrocarburos más atractivo en el Kerógeno, debido a que éstas pueden madurar al petróleo a temperaturas significativamente más bajas que los macerales asociados. Además un volumen de material amorfo producirá una cantidad mucho mayor de hidrocarburos, ya que su volumen ha sido reducido y su densidad incrementada en comparación con los tipos estructurados. El material amorfo tiene una mayor representación de partículas derivadas de exinita, debido a que este grupo esta compuesto de partículas blandas con menos moléculas complejas, que son más fáciles de romper que los tejidos leñosos más resistentes del grupo de la vitrinita.

Hidrocarburos y Tipo de Kerógeno.

Los tipos de macerales y partículas amorfas presentes en el Kerógeno afectan su capacidad para generar hidrocarburos, así como también, determinan el tipo de petróleo generado. Los Kerógenos precursores del petróleo pueden dividirse en dos grupos: el tipo I o Kerógeno algal que tiende a producir crudos que son ricos en hidrocarburos saturados. El tipo II o Kerógeno mixto que tiende a producir petróleos nafténicos y aromáticos, y más gas que el tipo I. El Kerógeno tipo III generará principalmente gas seco y algunos petróleos, principalmente parafínicos, derivados de sus constituyentes amorfos y exinita. Hay un cuarto tipo de Kerógeno pero es muy raro, que prácticamente no tiene capacidad para generar petróleo o gas.

Tipos

Origen

Constituyentes Orgánicos

I

Algal

Condiciones de generación de algas marinas, lacustrinos, incipiente material carbonoso.

En su mayoría sus componentes son de algas de Exinita (alginita) algunos amorfos derivados de material de algas.

II


Marinos
(Mixtos)

Descomposición y reducción de materia orgánica en ambientes marinos principalmente.

Partículas amorfas derivadas principalmente de Fitoplanton, Zooplanton y algunos organismos superiores; algunos macerales son de este grupo.

III

Carbonos

Restos de vegetación continental (maderas, esporas, hojas, cutículas, resinas, tejido de plantas).

Formado principalmente por Vitrinita, algunas Exinitas (no algal) y amorfos por descomposición de sus componentes.

IV

Inerte

Charco Fósil y otros materiales oxidados de vegetación continental

Principalmente constituidos por Inertita y algunos amorfos en descomposición de materia vegetal.

Cambios Químicos con la Maduración del Kerógeno.

En la diagénesis cada tipo de Kerógeno tiene una química única, ya que su composición esta controlada por los tipos de macerales y los biopolímeros originales que lo constituyen. Esta variabilidad química de los tipos de Kerógenos inmaduros y los cambios que ocurren hasta que el petróleo es generado pueden presentarse como gráficos de la relación hidrógeno/carbono (H/C) versus la relación oxígeno carbono (O/C). Este gráfico es llamado Diagrama de Van Krevelen.

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Gráfico de Van Krevelen.

Si estos Kerógenos son calentados, pueden alcanzar el segundo estado de la evolución de la materia orgánica o catagénesis, que se define como la etapa en la que el petróleo y el gas natural es generado del Kerógeno. Debido a que las moléculas de petróleo y gas tienen altas relaciones H/C, la generación de petróleo causa que la relación H/C del Kerógeno residual disminuya. Finalmente, todos los tipos de Kerógenos convergirán a lo largo de un patrón durante el estado final en la evolución de la materia orgánica o metagénesis. Durante la metagénesis, la generación de petróleo y gas a partir del Kerógeno cesa, pero una cantidad considerable de gas metano puede generarse por alteración termal del crudo previamente generado. El Kerógeno residual de este estado llega a formar carbón puro o grafito.

Profundidad, Temperatura y Tiempo en la Formación de Petróleo.

imageLas profundidades a las cuales se inicia la generación de hidrocarburos dependen del gradiente geotermal local, el tipo de Kerógeno y la historia de soterramiento. En la figura a la izquierda muestra las profundidades de generación máxima, mínima y promedio para el petróleo, gas y metano biogénico. A la profundidad promedio de 1-2 kilómetros se inicia la catagénesis y alcanza su máxima generación entre 2-3 kilómetros de profundidad; denominándose este rango “ventana de petróleo”. La catagénesis tardía se inicia a profundidades de 3-3.5 kilómetros y esta es la zona principal de formación de gas (húmedo o seco). Por debajo de los 4 kilómetros, la roca se hace sobremadura, iniciándose la metagénesis y solamente es generado metano. La correlación de la generación de petróleo con profundidad es principalmente una función del incremento de temperatura.

Las leyes de la química dicen que la tasa de una reacción es una función tanto de la temperatura como del tiempo. El tiempo puede compensar a la temperatura y viceversa. Las rocas madres que han permanecido relativamente frías pueden tomar unos 100 millones de años o más para generar petróleo, mientras que las rocas madres jóvenes pueden generar hidrocarburos en unos pocos millones de años, si están a temperaturas suficientemente altas. El efecto de la temperatura es exponencial, mientras que el tiempo es lineal. En consecuencia, la temperatura juega un papel más importante en la maduración de la roca madre que el tiempo. Las rocas madre del Paleozoico que nunca han sido calentadas por encima de 50°C no generarán petróleo, no importa el tiempo que pase. En contraste, el tiempo juega un papel insignificante en la generación de petróleo de rocas madres jóvenes en cuencas activas con gradientes termales altos. La generación temprana de hidrocarburos se encuentra donde ocurre enterramiento rápido y donde los gradientes geotermales son relativamente altos. Aunque la generación de hidrocarburos tenga lugar en un lapso de tiempo breve (geológicamente hablando), esto no significa que sea inmediatamente de la deposición de la roca madre, ya que esta última puede permanecer a profundidades muy someras y a bajas temperaturas por un largo período de tiempo, antes de ser enterradas a suficiente profundidad para generar hidrocarburos.

Paleotermometría.

Mucha información esta basada en las temperaturas de fondo de los pozos medidas en el presente, y no en paleotemperaturas. A menudo, el gradiente geotermal fue más alto cuando la cuenca era activa, que en el presente. Es de una importancia crítica, por lo tanto, ser capaz de medir la máxima temperatura a la que una determinada roca madre ha sido cocinada por medios de paleotermómetros adecuados. Algunos métodos de Paleotermometría están basados en las propiedades físicas y químicas del Kerógeno, otros utilizan las propiedades de la roca. El Diagrama de Van Krevelen es uno de los métodos empleados, ya que después que el tipo de Kerógeno ha sido determinado microscópicamente, el punto en el cual se encuentra dentro de su patrón de evolución puede ser fácilmente determinado.

El color del polen y las esporas también pueden utilizarse como un paleotermómetro, ya que cuando estas son calentadas, su color cambia progresivamente del amarillo claro al naranja, marrón rojizo, marrón oscuro y finalmente negro; indicando la temperatura más alta alcanzada por la roca madre. Otro método esta basado en la reflactancia de la vitrinita (Rm) del Kerógeno. Existen otros métodos indicadores de maduración, tales como la fluorescencia de la exinita. Usualmente, deben utilizarse al menos dos métodos de Paleotermometría diferentes para asegurar la madurez de una roca madre determinada.

Lutitas Petrolíferas.

Las rocas madres no siempre alcanzan la madurez termal necesaria para generar petróleo o gas, y permanecen rellenas de Kerógeno. Cuando contienen cantidades apreciables de Kerógeno, estas rocas son frecuentemente denominadas Lutitas Petrolíferas. Este petróleo puede ser producido solo por calentamiento de la lutita petrolífera en una atmósfera inerte hasta unos 500°C, proceso este conocido como pirólisis. El contenido de materia orgánica necesario para clasificar a una de estas rocas como lutita petrolífera ha sido establecido en 5% por los economistas; y las mismas contienen principalmente Kerógeno tipo I o tipo II. Se estima que el volumen de petróleo contenido en estas lutitas, a nivel mundial, es de 4 trillones de barriles, del cual sólo alrededor del 2% es recuperable utilizando la tecnología actual.

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5 comentarios:

  1. Felicitaciones, yo estudio Geología y vi una materia llamada Geoquimica y puedo decirte que has hecho una gran Recopilación de información con mucha calidad. Gracias por su esfuerzo, Me gusto mucho leer su Blog si quiere puede Escribirme a: jonathan.andres.garcia@gmail.com

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