ARTÍCULOS

Análisis de materia orgánica en niveles de carbón identificados en el Pozo PANG0001, en la Formación Tunas (Pérmico de Gondwana), Cuenca de Claromecó, provincia de Buenos Aires

 

Guadalupe Arzadún¹, María Eugenia Cisternas², Nora Noemí Cesaretti³ y Renata Nela Tomezzoli⁴

¹ Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET). Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur, Bahía Blanca. E-mail: guadalupe.arzadun@gmail.com 
² Instituto de Geología Económica Aplicada (GEA), Universidad de Concepción, Concepción, Chile. E-mail: mecistern@gmail.com
³ Departamento de Geología, Universidad Nacional del Sur, Bahía Blanca. E-mail: ghcesar@criba.edu.ar
⁴ Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET), Instituto Daniel A. Valencio, Departamento de Geología, IGEBA-CONICET, CABA.

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RESUMEN

El pozo PANG0001 se encuentra ubicado en la Cuenca de Claromecó (provincia de Buenos Aires, Argentina) y atraviesa rocas pertenecientes a la Formación Tunas (Pérmico, Harrington 1947). Esta formación está compuesta por areniscas finas a medias que se intercalan con fangolitas negras y grises y con capas de carbón y fangolitas carbonosas de hasta 3 m de espesor. Para este trabajo se llevó a cabo un análisis petrográfico en las fangolitas negras y el carbón con el objetivo de determinar el tipo de carbón presente y su rango (o nivel de maduración), a fin de conocer de este último, su ambiente de depositación, su potencialidad oleogenética y el nivel de diagénesis alcanzado por la Formación Tunas. Los carbones están formados por bandas monomacerálicas de collovitrinita y gelovitrinita, del grupo de la vitrinita y bandas de fusinita, del grupo de la inertinita. El ambiente original de depositación corresponde a un bosque pantanoso, con períodos de tiempo alternantes entre húmedos y secos. La reflectancia de la vitrinita presenta valores entre 1,3 y 2,4 %, los cuales permiten clasificar a los carbones como bituminosos con bajo contenido de volátiles a semiantracíticos. En función de estos datos se estima que la Formación Tunas alcanzó la ventana de generación de gases húmedos y condensados hasta gas metano, en un estadio de mesogénesis a mesogénesis tardía dentro de la diagénesis.

Palabras clave: Carbón; Formación Tunas; Pérmico; Gondwana; Cuenca de Claromecó.

ABSTRACT

Analysis of organic matter into coal beds of Tunas Formation (Permian of Gondwana), Claromecó Basin, Buenos Aires Province

The PANG0001 well is situated at the Claromecó Basin (Buenos Aires Province, Argentina) and it is composed by rocks that belong to the Tunas Formation (Permian, Harrington 1947). It is composed of fine to medium sandstones interbedded with black and gray mudrocks. Coal and black carbonaceous mudstones beds are also interbedded, up to 3 m thick. In these last ones, a petrographic analysis was carried out, in order to determine the type of coal, its depositional environment and its rank (or maturation level), which allowed us to know the oleogenetic potential and the diagenesis level reached by the Tunas Formation. The coals are composed by monomaceralic bands of collovitrinite and gelovitrinite, belonging to vitrinite group and bands of fusinite, belonging to inertinite group. The original environment corresponds to a swamp forest, with alternating wet and dry periods. The vitrinite reflectance shows values from 1.3 to 2.4 %. These values allow classifying the coals as low volatile bituminous to semi-anthracitic. It can be concluded that the formation reached the oil window for condensate and wet gas to methane gas, in a mesogenetic to late mesogenetic stage into the diagenesis.

Keywords: Coal; Tunas Formation; Permian; Gondwana; Claromecó Basin.

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INTRODUCCIÓN

Debido al incremento de la demanda de recursos energéticos y a la disminución de las reservas de gas y petróleo, resulta de gran importancia la búsqueda de nuevos objetivos en lo que se conoce como "cuencas de frontera", es decir cuencas con evidencias de contener elementos del sistema petrolero pero de las que aún no se tienen datos concretos para localizarlos y delinearlos, con el fin de evaluar mediante distintas técnicas la potencialidad de sus formaciones para convertirse en rocas generadoras de gas o petróleo. La Cuenca de Claromecó (Fig. 1), constituye un ejemplo de este tipo de cuencas y la presencia de material carbonoso intercalado en su registro carbo-pérmico (Lesta y Sylwan 2005), permite realizar distintos estudios aplicados al mismo.

Figura 1: a) Ubicación del Pozo PANG0001 y del pozo Paragüil, en la Cuenca de Claromecó. La línea punteada es el límite propuesto para la cuenca según diversos autores: Kostadinoff y Font (1982), Fryklund et al. (1996), Álvarez (2004), Zilli et al. (2005) Pángaro y Ramos (2012); b) Mapa geológico de las Sierras Australes de la provincia de Buenos Aires, donde se muestra la ubicación de la Formación Tunas en afloramiento (sierra de las Tunas y sierra de Pillahuincó).

En el marco de la problemática mencionada, a partir de las últimas décadas comienza a retomar relevancia el carbón, debido a que existen nuevas formas de obtener energía a partir del mismo: combustión de mezclas de carbón, gas metano de carbón (methane gas coal; MGC) y gasificación subterránea de carbón (underground coal gasification, UCG, Ansolabehere et al. 2007, Podolski et al. 2008, Castro y Alfaro 2011). Por otro lado, mediante el estudio del material carbonoso es posible realizar una aproximación acerca del grado de diagénesis de una formación y de su potencialidad como roca generadora (Hackley et al. 2008, Xiao et al. 2013, Fallgren et al. 2013). Para este trabajo se realizó un análisis de la materia orgánica en muestras de carbón y fangolitas carbonosas de la Formación Tunas (Harrington 1947), provenientes de las coronas de perforación del pozo PANG0001 (37º 34' 48'' latitud sur, 61º 6' 57,35'' longitud oeste), ubicado en la Cuenca de Claromecó (Fig. 1). Las muestras proceden de una perforación llevada a cabo en el año 2008 con trépano tricono en la sección superior, con corona HQ3 en la sección inferior, desde la superficie hasta una profundidad de 958,7 metros. Dichos registros del pozo fueron donados al Departamento de Geología de la Universidad Nacional del Sur (Bahía Blanca, Argentina) por la empresa Rio Tinto Mining Exploring, en el año 2012.
El carbón se define como una masa estratificada compacta, compuesta por restos vegetales (principalmente terrestres), acompañada de cantidades menores de materia inorgánica, que ha sido modificada, química y físicamente, por agentes naturales (Francis 1961). Cuando un depósito sedimentario es sometido a soterramiento, se producen cambios irreversibles en la composición química de las sustancias vegetales que lo componen. El contenido de carbono de las plantas se incrementa mientras que el de hidrógeno disminuye. Estos cambios progresivos se conocen como carbogenización (Senftle y Landis 1991). El grado de carbogenización se conoce como rango del carbón.
Los factores más importantes en el desarrollo de cualquier yacimiento de carbón son: el origen de la materia orgánica que lo conforma (vinculada al ambiente sedimentario) y el grado de diagénesis que la misma ha sufrido. La materia orgánica original define el tipo de carbón, lo que es equivalente a la calidad de la misma, mientras que el grado de diagénesis alcanzado, ya sea por efecto del soterramiento o de la deformación tectónica, define su rango, lo que es equivalente a la madurez de la materia orgánica. Este último parámetro es el más utilizado para clasificar al carbón según las normas ASTM (American Society for Testing Materials).
La primera clasificación del carbón se realiza en función del tipo de material que le da origen y define dos grandes grupos: húmicos, con apariencia bandeada y compuestos principalmente por restos herbáceos visibles a simple vista y sapropélicos, cuya materia orgánica está representada por restos de plantas microscópicas, razón por la cual su apariencia es homogénea (Stach et al. 1982). Los carbones húmicos y sapropélicos pueden describirse de acuerdo a los macerales que los componen, entendiéndose por tal a la parte orgánica que puede identificarse en los carbones. El término describe la forma y la naturaleza de los constituyentes microscópicamente reconocibles del carbón. Para distinguir y describir los macerales, se utilizan parámetros como reflectancia, color, forma, relieve y dureza al pulido (Stach et al. 1982).
Según el International Committee for Coal and Organic Petrolog y (ICCP), los macerales se clasifican en tres grandes grupos: vitrinita, inertinita y liptinita (Cuadro 1).

Cuadro 1: Clasificación y características del carbón según sus grupos macerales y sus macerales.

La clasificación basada en la madurez de la materia orgánica o rango del carbón, se aplica a los carbones húmicos y permite diferenciar, de menor a mayor rango, entre lignito, carbón sub-bituminoso, carbón bituminoso y antracita. El método petrográfico por excelencia para determinar el rango es medir la reflectancia de la vitrinita (R0) (Stach et al. 1982, Thomas 2002), en particular sobre el maceral collotelinita. La reflectancia es la proporción de luz reflejada por una superficie plana y pulida de una sustancia y se expresa como el porcentaje de luz incidente que es reflejada en dicha superficie. A medida que aumenta el rango del carbón, el material se torna más denso y la reflectancia de los macerales del grupo de la vitrinita se incrementa. A su vez, el rango del carbón puede relacionarse con el estado de diagénesis que ha alcanzado una secuencia y con la ventana de generación de hidrocarburos líquidos y gaseosos.
Para evaluar la potencialidad como roca generadora de gas o petróleo, se efectúan análisis de cantidad, calidad y madurez de la materia orgánica. La cantidad de materia orgánica se determina, entre otros métodos, por el análisis de carbono orgánico total (COT). Su calidad se define mediante el análisis del tipo de materia orgánica, que puede ser evaluado por examinación microscópica de los macerales del carbón (Tissot 1974). En cuanto a los análisis de madurez, uno de los métodos más reconocidos y de amplia aplicación, es la medición de la reflectancia de la vitrinita.
En este trabajo se presentan los resultados del análisis de materia orgánica (análisis de COT, análisis microscópico de macerales y reflectancia de la vitrinita) en muestras extraídas de testigos coronas de la Formación Tunas. Los mismos permiten estimar el nivel de diagénesis alcanzado por las rocas que la componen y conocer su potencialidad como roca generadora. Esta información se considera de importancia debido que que sus resultados aportan al conocimiento de potencial generador de una cuenca de frontera.

METODOLOGÍA

Se realizó el perfil sedimentológico tipo Selley de las coronas del pozo PANG 0001. A partir del mismo se extrajeron veintidós (22) muestras semicirculares de carbón y fangolitas carbonosas de 4 cm de diámetro por 2 de alto. Se utilizaron siete (7) de estas muestras para los análisis de la materia orgánica, cinco (5) de las cuales provienen de la parte inferior del perfil y dos (2) de la parte superior (Fig. 2). Adicionalmente, se efectuaron determinaciones de cantidad, calidad y madurez de la materia orgánica.

Figura 2: Perfil sedimentológico simplificado del pozo PANG0001 en la Formación Tunas, que muestra la litología, estructuras, fósiles, bioturbación y la localización de las muestras de carbón que fueron analizadas. A la izquierda de cada columna, fotografías de las distintas litologías.

Los análisis de cantidad de materia orgánica, llevados a cabo mediante la determinación de carbono orgánico total (COT), se basan en la medición del carbono reducido de origen biológico que ha sido depositado, soterrado y conservado a través del tiempo geológico. El método consiste en pulverizar 1g de muestra y luego remover el carbono inorgánico mediante un tratamiento químico con ácido clorhídrico. La muestra se introduce en un equipo LECO en el cual el carbono se oxida a dióxido de carbono. Este último es detectado mediante un detector de conductividad térmica (Jarvie 1991). La relación entre el peso de CO2 generado y el peso original de la muestra es el porcentaje de carbono orgánico presente en la misma. Estos análisis se llevaron a cabo mediante equipamiento del Instituto LANAIS-CONICET, del Departamento de Agronomía de la Universidad Nacional del Sur.
Los análisis de calidad y madurez de materia orgánica requirieron la elaboración de briquetas. El procedimiento para su preparación se llevó a cabo en primera instancia en el Laboratorio de Petrotomía del Departamento de Geología de la Universidad Nacional del Sur (Bahía Blanca, Argentina) y luego en el Laboratorio de Petrografía de Carbones del Instituto de Geología Económica Aplicada (GEA), de la Universidad de Concepción (Concepción, Chile), donde se realizaron además los análisis microscópicos de carbón.
Para evaluar la calidad de la materia orgánica e identificar los componentes originales y sus proporciones, se reconocieron microscópicamente los macerales y se calcularon los porcentajes de los mismos, como así también de la materia mineral. Para el reconocimiento de los macerales se siguieron las normas propuestas por el ICCP (International Committee for Coal and Organic Petrolog y), las cuales establecen que la descripción del maceral se realiza principalmente por su apariencia bajo la acción de luz reflejada, utilizando objetivos de inmersión en aceite (25 a 50x). Para determinar los macerales, se utilizó un microscopio Leitz ORTHOPLAN-POL con retículo incorporado en ocular 10x y objetivo 32x, para aceite de inmersión. En el caso del porcentaje relativo de los diferentes macerales y materia mineral se utilizó un contador automático de puntos Swift, con una distancia entre puntos de 0,5 milímetros. Se contabilizó sólo el maceral o la partícula mineral que se encuentra en la intersección del retículo del microscopio.
A fin de evaluar la madurez y determinar el rango del carbón, se efectuaron mediciones de reflectancia de vitrinita (R0), utilizando un equipo Leitz ORTHOPLAN-POL con fotómetro espectral Leitz MPV-SP. La calibración del equipo se realizó con un estándar de SiC, con reflectividad de 7,47. La reflectancia promedio por muestra se obtuvo midiendo la reflectividad en 100 puntos, como indica la norma ASTM D 2798-99.
Los valores de R0 obtenidos permitieron determinar el rango en que se encuentran las muestras de carbón, el porcentaje de materia volátil que contienen y la ventana de generación correspondiente dentro de la diagénesis de la materia orgánica. Para ello, fue utilizado el gráfico de Teichmüller (1974), que muestra la relación entre la R0 media, el rango del carbón (según las normas ASTM D388) y el porcentaje de materia volátil que contiene, luego es posible estimar el estadio de la ventana de generación de hidrocarburos en que se encuentra la roca.
En algunos casos, no fue posible realizar el análisis de COT y el de petrografía del carbón en la misma muestra, ya que el primer método es destructivo y el tamaño de las muestras en algunos casos fue insuficiente para la aplicación de ambos. Sin embargo, las muestras para COT y petrografía de carbones provienen de niveles de similar profundidad (Fig. 2).

GEOLOGÍA Y ANTECEDENTES

Los primeros estudios en la zona fueron realizados por Monteverde (1937), Amos y Urien (1968), Zambrano (1974) y Kostadinoff y Font (1982), quienes reconocieron una Cuenca Intermontana que fue posteriormente definida como Cuenca de Claromecó (Ramos 1984, Kostadinoff y Prozzi 1998, Lesta y Sylwan 2005, Pángaro y Ramos 2012). Los límites para esta cuenca no se encuentran bien definidos, sin embargo, se considera, en base a estudios gravimétricos y de sísmica, que limita hacia el noreste con el Sistema de Tandilia, continúa hacia el oeste de las Sierras Australes, hacia el sur por debajo de la Cuenca del Colorado (Fryklund et al. 1996), se extiende hacia el este incluyendo una porción de la plataforma argentina. Los límites mencionados permiten definirla como una cuenca mixta, con una superficie de aproximadamente 45.000 km² en el continente y 20.000 km² en la plataforma (Zilli et al. 2005, Fig. 1). La Cuenca de Claromecó se habría desarrollado en el margen sudoccidental de Gondwana durante el Paleozoico (Ramos 1984). Se interpreta como parte de la Cuenca de Hesperides (Pennsylvaniano a Triásico temprano), que se continúa lateralmente con las cuencas de Kalahari, Karoo y Chaco-Paraná, en África y Sudamérica, con una extensión areal de más de 3000000 km² (Pángaro et al. 2015).
Varios autores han descripto litologías aflorantes en el ámbito de la Cuenca de Claromecó, en las cercanías de las localidades de Mariano Roldán, González Chávez, de la Garma y Lumb, que son asimilables a los afloramientos ubicados en las Sierras Australes (Monteverde 1937, Amos y Urien 1968, Zambrano 1974, Kostadinoff y Font 1982). La Cuenca de Claromecó, por lo tanto, representa la continuidad, en su mayor parte en profundidad, de la secuencia aflorante en las Sierras Australes (Ramos y Kostadinoff 2005, Zorzano et al. 2011).
Las Sierras Australes conforman una faja plegada y corrida de orientación noroeste-sudeste, situada entre los 37º y 39º de latitud sur y 61º y 63º de longitud oeste (Fig. 1). Las mismas se componen de secuencias cuyas edades van desde el Precámbrico al Pérmico, con las más antiguas dispuestas hacia el oeste y las más jóvenes hacia el este. Estas unidades se encuentran cubiertas en discordancia por depósitos cenozoicos. La vergencia general del sistema es nororiental, disminuyendo la intensidad de la deformación hacia el este (Harrington 1947, Arzadún et al. 2011).
La Cuenca de Claromecó ha sido interpretada como una cuenca de antepaís por Ramos (1999). La disposición horizontal de su relleno permite sugerir que la deformación no fue intensa. Esto último se encuentra corroborado por estudios geofísicos de anisotropía de susceptibilidad magnética, realizados en afloramientos ubicados en el ámbito de Sierras Australes y de la Cuenca de Claromecó (Arzadún et al. 2011, 2013, 2014, 2015).
El pozo PANG0001, ubicado en el ámbito de la Cuenca de Claromecó, está conformado por 768 m de areniscas finas a medias intercaladas con fangolitas que corresponden a la Formación Tunas (Harrington 1947), separadas en discordancia por 191 m de sedimentos inconsolidados de tamaño limo.
La Formación Tunas aflora en la porción nororiental de las Sierras Australes, desde el norte de la Sierra de Las Tunas hasta el sur en la Sierra de Pillahuincó y en algunos asomos aislados de las planicies que se disponen hacia el este (alto de Gonzáles Chávez de la Cuenca de Claromecó, Massabie et al. 2008, Tomezzoli y Vilas 1999).
En cuanto al espesor aflorante de la Formación Tunas, Andreis et al. (1979) m idieron 710 m en el sector oeste, mientras que Suero (1972) menciona 2400 m y Japas (1986) 1000 m en el sector sudeste. En subsuelo, en el pozo Paragüil, ubicado en las cercanías de la localidad de Coronel Pringles (Fig. 1), dicha formación presenta un espesor de 600 m; no se conoce el techo de la misma ya que por encima se encuentra una discordancia de tipo erosiva cubierta por depósitos del Cenozoico (Lesta y Sylwan 2005).
En los afloramientos de las Sierras Australes, la Formación Tunas está integrada por areniscas finas de color verde claro, con laminación entrecruzada, que alternan con estratos tabulares de limolitas finamente laminadas de color morado y areniscas de grano medio de colores claros con estratificación cruzada (Harrington 1947, Andreis et al. 1979, Andreis y Cladera 1992, López Gamundi 1996). Existen además algunas intercalaciones delgadas de piroclastitas en la mitad superior de la formación, niveles en los cuales se ha destacado la formación de arcillas como la beidelita y vermiculita debido a la alteración del material vítreo durante la diagénesis (Iñiguez et al. 1988). En profundidad, la Formación Tunas se compone por una sucesión de areniscas finas a medias intercaladas por lutitas negras, lutitas carbonosas, algunos componentes calcáreos, mantos de carbón y arcilitas verdes que corresponderían a capas de ceniza volcánica (Lesta y Sylwan 2005, Zorzano et al. 2011).
Las limolitas de la Formación Tunas han proporcionado restos vegetales de Glossopteridales articuladas y algunas lycópsidas (Ruiz y Bianco 1985), junto a escasos restos marinos (principalmente bivalvos) mal preservados (Furque 1973, Harrington 1947). La flora de Glossopteris sugiere edades del Sakmariano al Artinskiano (Archangelsky y Cúneo 1984). En base al hallazgo de Cristatesporites, Granulosporites, Punctatisporites, Acnthotriletes, Leiotriletes, entre otros, en el pozo Paragüil, se le adjudica a la formación una edad pérmica temprana (Lesta y Sylwan 2005). López- Gamundi et al. (2013), publicaron una edad pérmica temprana (280,8±1,9 Ma, Asseliano a Artinskiano temprano) en base a dataciones isotópicas radimétricas en afloramientos de tobas que se encuentran ubicados en las cercanías del arroyo Paretas, sobre las Ruta 51 (Fig. 1).
En cuanto a paleoambientes, en las facies de afloramiento ubicadas en las Sierras Australes, existen varias interpretaciones. La sección inferior ha sido interpretada como la culminación de un ciclo regresivo caracterizado por la formación de islas barreras, seguido hacia la parte media y superior por condiciones de inundación marina, interpretado así por la mayor presencia de pelitas (Andreis et al. 1979, Andreis et al. 1989). Por su parte, Zavala et al. (1993) informaron de la existencia de depósitos fluviales para la sección superior aflorante en la localidad de Las Mostazas. En estudios de subsuelo realizados por Zorzano et al. (2011), mediante análisis de facies complementado con registros de rayos gama, se reconocieron facies correspondientes a lutitas de plataforma a prodelta, lóbulos arenosos de plataforma, barras de plataforma a barras de desembocadura dominadas por ola y canales fluviales a estuarinos, pantano interdistributario a llanura aluvial. Esto indica un ambiente de tipo parálico, con influencia marina y continental.
En cuanto al grado de diagénesis, Iñiguez Rodríguez y Andreis (1971) argumentan que las formaciones Bonete y Tunas no alcanzan un estado de metamorfismo. Por otro lado, Von Gosen et al. (1989) definen una zona de anquimetamorfismo para esta última a partir de datos de cristalinidad de la illita y recristalización del cuarzo.
Juan et al. (1996) y Fryklund et al. (1996), en base a estudios de perforaciones y de sísmica en la Cuenca del Colorado, consideran a las fangolitas de las formaciones Bonete y Tunas como posibles rocas generadoras de petróleo liviano (con valores de 39º API y de 3,4% de COT) y a las areniscas como posibles reservorios con un promedio de porosidad de 6 %.

GEOLOGÍA DEL POZO PANG0001

En la secuencia del pozo PANG0001, se encuentran litologías correspondientes a la Formación Tunas entre los 191 y 958,7 mbbp (metros bajo boca de pozo). Su techo se muestra erosionado, cubierto en discordancia por material limoso más moderno, posiblemente de edad cenozoica; la base de dicha formación no se observa, por lo tanto se presume que el espesor de la Formación Tunas es mayor a 768 metros.
La sección inferior del registro de pozo está constituida por bancos de areniscas finas y heterolitas, de bases netas, intercalados con bancos de fangolitas negras que contienen nódulos de pirita. Se intercalan en esta sección, cuatro bancos de carbón de 0,5 a 1 m de espesor cada uno, separados entre sí por fangolitas carbonosas. A los 780 y los 610 mbbp, se observan bancos de tobas de hasta 1 m de espesor, con bases netas (Fig. 2). En las fangolitas se observan improntas de Glossopteris, Gangamopteris, lycópsidas y algunos restos leñosos carbonizados (Fig. 3a).

Figura 3: Facies Fl: a) Fangolitas con improntas vegetales; b) Pirita rellenando trazas fósiles. Facies Hl: c) Heterolita con laminación cruzada producida por óndulas, con láminas claras de tamaño arena (Ar) y oscuras de tamaño limo (Li); d) Bioturbación (Bi) intensa, obliterando la laminación. Facies Sr: e) Areniscas finas con bioturbación (Bi); f ) Laminación cruzada producida por migración óndulas.

Hacia la parte superior de la secuencia, se observan areniscas medias con bases erosivas intercaladas con fangolitas verdosas y bancos subordinados de fangolitas negras carbonosas, que en el último tramo presentan nódulos de hematita. Algunas facies tienen un importante contenido de carbonato, que se encuentra como cemento en areniscas y en delgados niveles de hasta 5 cm de espesor asociados a algas microbiales (Fig. 2).
Las litologías del pozo PANG0001 se agruparon en diez facies, intercaladas a lo largo del perfil:
Facies Fl: fangolitas de color negro, con bases netas, en ocasiones con laminación paralela. Presentan bioturbación moderada a alta e improntas vegetales. Contienen gran cantidad de pirita, en forma de nódulos y como relleno de trazas fósiles (Fig. 3a y b).
Facies Hl: heterolitas de color gris oscuro, con bases netas, con bioturbación pobre a intensa y laminación cruzada por óndulas y de tipo hummocky (Fig. 3c y d).
Facies Sr: areniscas finas de color gris claro, con laminación paralela, cruzada y bases netas. Presentan moderada bioturbación (Fig. 3e y f).
Facies Tf: tobas de color verdoso, con laminación cruzada y paralela (Fig. 4a).
Facies Src: areniscas con cemento carbonático, de color gris claro, con estratificación entrecruzada (Fig. 4b).
Facies St: areniscas medias de color gris claro, con bases erosivas y estratificación cruzada. Presentan moderada bioturbación (Fig. 4c y 4d).
Facies Fsm: fangolitas de color verdoso, probablemente con componentes tobáceos. Hacia arriba contienen nódulos de hematita (Fig. 4e).
Facies Sm: areniscas medias de color negro, masivas, con nódulos de pirita y bases netas (Fig. 4f).
Facies BO: niveles finos (hasta 5 cm) de boundstones correspondientes a matas algáceas, que fueron reconocidas siguiendo los criterios de Noffke et al. (2008). Conforman láminas de colores claros y oscuros intercalados, laminación irregular fina y discontinua, granos orientados y deformación plástica por escape de fluidos (Fig. 5a y b).
Facies C: capas de carbón y fangolitas carbonosas, en ocasiones con laminación paralela e improntas de vegetales (Fig. 5c y d).

Figura 4: a) Facies Tf: Tobas de color verdoso con laminación cruzada; b) Facies Src: Arenisca con cemento carbonático. Facies St: c) Arenisca con base erosiva (indicada con flecha); d) con estratificación cruzada; e) Facies Fsm: Fangolita de color verdoso con nódulos de hematita; f) Facies Sm: Arenisca de color negro con nódulos de pirita (Py).

Figura 5: Facies BO: a-b) Fotografías tomadas bajo lupa binocular, de carbón sapropélico que corresponde a matas algáceas. Se observan láminas claras de carbonato (Ca) y láminas oscuras de fangolita carbonosa (Fc). Facies C; c) Fangolita carbonosa (Fc) con laminación paralela y carbón húmico (Ch), con mayor brillo, en la parte superior; d) Carbón húmico constituido por material proveniente de plantas, donde se observa la estructura leñosa (indicada con flecha).

ANÁLISIS DE LA MATERIA ORGÁNICA

La materia orgánica identificada en el pozo PANG0001, corresponde a niveles de carbón de dos orígenes distintos:
Carbón sapropélico: kerógeno tipo I, compuesto por niveles de algas microbiales que se encuentran a una profundidad de 842 mbbp (Fig. 2). Están compuestos por láminas claras de carbonato de hasta dos centímetros de espesor intercaladas con láminas oscuras de fangolitas carbonosas (Arzadún et al. 2013) (Fig. 5a y b).
Carbón húmico: kerógeno tipo III, compuesto por materia carbogenizada proveniente de plantas superiores. En la sección inferior del pozo, entre los 849,5 y 836 mbbp, se presentan cuatro bancos de 0.5 m a 1.5 m de espesor, intercalados con fangolitas carbonosas, llegando a un espesor conjunto de 13,5 metros. En la sección superior, entre los 412 y 396 mbbp, se encuentran láminas delgadas de carbón menores a 2 cm (Fig. 2). En los niveles de carbón húmico aún puede distinguirse la estructura vegetal de restos de Glossopteris, Gangamopteris, lycópsidas y además restos leñosos indefinidos (Fig. 5c y d).
En cinco muestras que contienen carbón de tipo húmico, se determinó el contenido de carbono orgánico total (COT) y, en siete muestras, se realizaron los análisis petrográficos para determinar calidad y madurez sobre la base del reconocimiento y conteo de los macerales.

Cantidad de materia orgánica (COT)
En 4 muestras de fangolitas carbonosas se obtuvieron valores de COT que van desde 4,11 hasta 12,84 %, mientras que en una muestra de carbón se obtuvo un valor de 46,08 % (Cuadro 2).

Cuadro 2: Valores de COT de muestras del pozo PANG0001.

Calidad de la materia orgánica: Análisis de macerales en niveles de carbón húmico
Microscópicamente, los carbones húmicos de la Formación Tunas están representados por bandas monomacerálicas de hasta dos centímetros de espesor, formadas por macerales del grupo de la vitrinita, o bien de la inertinita, con ausencia completa de macerales del grupo de la liptinita. Asociados a éstos se observa pirita, generalmente en forma de nódulos (Fig. 6).

Figura 6: Fotomicrografías de briquetas de muestras de la Formación Tunas (pozo PANG0001), con luz reflejada, donde se observan los distintos componentes (macerales, materia mineral y pirita). Col: Collotelinita; Ge: Gelovitrinita; Fu: Fusinita; Py: pirita; Mi: materia mineral.

Del grupo de la vitrinita se observó mayoritariamente collotelinita y, en menor cantidad gelovitrinita; éste último se presenta rellenando celdas o huecos. En ocasiones no es posible distinguir el maceral (Fig. 6).
Del grupo de la inertinita se observó únicamente fusinita, maceral con alta reflectividad y estructura celular bien preservada (Fig. 6).
Los resultados del conteo de macerales muestran predominio de macerales del grupo de la vitrinita en todas las muestras (valor máximo de 64,9 %), seguido de fusinita (valor máximo de 28,5 %). El porcentaje de materia mineral, es muy variable, va desde 14 hasta 98 %, lo cual indica que el grado del carbón porcentaje de materia mineral) varía desde grado medio (menos de 20 % de materia mineral), grado bajo (entre 20 y 30 %) y grado muy bajo (entre 30 y 50 %). La muestra de fangolita carbonosa C-BOX 237 contiene poco carbón, mientras que su contenido de materia mineral es de 98 por ciento. El contenido de pirita también es variable, fluctuando entre 0,1 a 11, 44% (Cuadro 3).

Cuadro 3: Porcentaje de los distintos macerales, materia mineral y pirita de las muestras de la Formación Tunas que contienen carbón húmico, extraídas del pozo PANG0001.

Madurez de la materia orgánica: reflectancia de vitrinita (R0)
La reflectancia se midió principalmente en collotelinita, sin embargo y como en algunas muestras no fue posible distinguir ésta de la gelovitrinita es posible que algunos valores resulten un poco más altos de lo que deberían. Esto se debe a que este último maceral presenta una mayor reflectancia lo que da a lugar a posibles errores de poca implicancia
Los resultados obtenidos de reflectancia media de la vitrinita (R0 media) fluctúan desde 2% en la muestra extraída de la parte inferior del perfil (a 850 mbbp), a 1,36%, en la muestra extraída de la parte superior del mismo (a 396 mbbp) (Cuadro 4). Se puede observar, por lo tanto, una disminución en los valores de reflectancia de la vitrinita en las muestras extraídas de la parte superior de la secuencia.

Cuadro 4: Valores de reflectancia media de la vitrinita (R0 media), medidos en muestras extraídas a distintas profundidades del pozo PANG0001 (mbbp), correspondientes a la Formación Tunas. Porcentaje de materia volátil y rango, calculados a partir de los valores de R0 y según las normas de la American Society for Testing Materials (ASTM).

Según los resultados de reflectancia de la vitrinita, los carbones extraídos en la sección inferior del pozo PANG0001 se clasificarían como semiantracíticos, con un porcentaje de materia volátil entre 10 y 14% y los carbones extraídos en la parte superior clasificarían como bituminosos con bajo a medio contenido en volátiles, con un porcentaje de materia volátil entre 19 y 25% (Fig. 7).

Figura 7: Gráfico donde se muestran los diferentes estados de carbogenización, según la clasificación de la American Society for Testing Materials (ASTM), los parámetros de reflectancia y materia volátil que los identifica y la relación con la ventana de generación (extraído y modificado de Teichmüller 1974). Con línea punteada roja se observan los valores de reflectancia media de la vitrinita (Rm0) obtenidos para la Formación Tunas.

Los resultados de R0 obtenidos permiten comparar los rangos de diagénesis alcanzados por el carbón de la Formación Tunas en el pozo PANG0001 con las fases diagéneticas apropiadas para la generación de hidrocarburos, utilizando para ello el gráfico de Teichmuller (1974) (Fig. 7). A partir de esto, la sección inferior de la Formación Tunas habría alcanzado un estadío equivalente al de metanogénesis o catagénesis tardía, mientras que la parte superior alcanzó un estadío equivalente a la ventana de generación de gases condensados y húmedos (Fig. 7).

CONSIDERACIONES FINALES Y COMPARACIÓN DE LOS RESULTADOS

Los carbones de la Formación Tunas, de edad pérmica, hallados en subsuelo en la Cuenca de Claromecó, son de tipo sapropélico, provenientes de algas, lo que da un kerógeno tipo I y húmico, proveniente de plantas superiores, lo que da un kerógeno tipo III. Estos últimos están compuestos por bandas monomacerálicas, formadas principalmente por los macerales collovitrinita y gelovitrinita, del grupo de la vitrinita, o bien por fusinita, del grupo de la inertinita.

Consideraciones paleoambientales
Las bandas formadas por vitrinita en general derivan de tejidos leñosos como tallos, ramas y raíces, correspondientes a un ambiente de bosque pantanoso. Las bandas formadas por fusinita, en cambio, se forman por oxidación debido a actividad microbiana o pueden ser producto de incendios de pantanos, por lo cual representan períodos en donde la superficie de la turbera permanece seca, en parte por descenso del nivel de la capa freática (Bustin et al. 1989, Zdravkov y Kortenski 2004, Scott 2002, 2010). Esto indica que la Formación Tunas se depositó en un ambiente original de bosque pantanoso húmedo, alternante con períodos en los cuales la turbera se secaba, debido al descenso de la capa freática y en los cuales podrían haberse producido incendios. Estas interpretaciones paleoambientales coinciden con las propuestas previamente por otros autores (Ruiz y Bianco 1985, Lesta y Sylwan 2005, Zorzano et al. 2011). La existencia de incendios durante el Pérmico de Gondwana se encuentra registrada, en base al estudio de inertinita o charcoal, en distintas cuencas: Cuenca de Paraná (Brasil), Cuenca de Karoo (Sudáfrica), Cuenca de Damodar (India) y en el área del Mar Muerto (Jordania, Jasper et al. 2008, 2011, 2012, 2013).

Consideraciones diagenéticas
Según los valores de reflectancia de la vitrinita obtenidos, los carbones de la parte inferior pueden clasificarse como semiantracíticos y los de la parte superior como bituminosos con bajo contenido de volátiles, con un porcentaje de materia volátil que va de 10 a 14% en las muestras extraídas en la parte inferior y de 19 a 25% en las muestras extraídas de la parte superior. A partir de dichos resultados se puede inferir que la Formación Tunas alcanzó, durante el soterramiento, un estadio de catagénesis a metagénesis respecto a la maduración de la materia orgánica y un estado de mesogénesis a mesogénesis madura de la materia orgánica respecto a la diagénesis mineral (Tissot et al. 1974, Smith y McDonald 1979). Como muestra la figura 8, de existir facies generadoras de hidrocarburos líquidos equivalentes en grado de diagénesis a las estudiadas en este trabajo, éstas serían "sobremaduras" para la generación de petróleo, ya que habrían generado gas seco o gas metano (en la parte inferior) hasta gases condensados y húmedos (en la parte superior).
Los fluidos asociados al carbón sapropélico de la Formación Tunas y su estadío de diagénesis, fueron analizados por Arzadún et al. (2013) y Arzadún (2015) mediante inclusiones fluidas, estudiadas en láminas de carbonato asociadas a las matas algáceas. Dichos autores concluyeron que esta formación se encuentra en un estadío de metagénesis de la materia orgánica, que se corresponde con una ventana de generación de gas metano, consistente con los resultados obtenidos en este trabajo.
Los tenores de materia orgánica de la Formación Tunas tienen valores de 4 a 13% en fangolitas carbonosas y de 46% en carbón. Estos valores son un poco más altos que los obtenidos por Juan et al. (1996) y Fryklund et al. (1996) en subsuelo de la Cuenca de Colorado, para las formaciones Bonete y Tunas. Dichas diferencias pueden deberse a que el pozo PANG0001 se encuentra en un sector más cercano al depocentro de la Cuenca de Claromecó, con una profundidad mayor al momento de la depositación, lo que sugiere una mayor presión litostática (por lo menos 800 m de sedimentos por encima). Dicha diferencia concuerda con los estudios geofísicos de Kostadinoff y Font (1982) e Introcaso (1982), según los cuales el depocentro de la Cuenca de Claromecó coincidiría con el arroyo Claromecó, donde se concentró y preservó mayor cantidad de materia orgánica.

CONCLUSIONES

Los datos aportados en este trabajo permiten afirmar la existencia de distintos tipos de carbón de edad pérmica en el subsuelo de la Cuenca de Claromecó para la Formación Tunas. El análisis petrográfico de este carbón permitió realizar interpretaciones paleoambientales y diagenéticas en una "cuenca frontera", aportando datos inéditos hasta el momento.
Mediante los estudios realizados, se puede concluir que las facies finas carbonosas de dicha formación se depositaron en un ambiente de bosque pantanoso húmedo, con ascensos y descensos de la capa freática, que determinaron etapas secas y húmedas alternantes.
Los indicadores de madurez o grado de soterramiento permiten concluir que esta unidad alcanzó un estadío de metanogénesis o mesogénesis avanzada. Estos resultados, además de los tenores de TOC que fluctúan entre 4 a 13% en fangolitas carbonosas y 46% en carbón, permiten caracterizar a dicha formación, en la Cuenca de Claromecó, como una potencial secuencia generadora en un sistema de petróleo/gas/carbón. De este modo, podrían presentarse tres modelos hipotéticos:
1) El gas generado diagenéticamente durante el Pérmico, a partir de las capas de carbón y fangolitas carbonosas, podría haber migrado y estar alojado en las facies más gruesas.
2) El gas generado diagenéticamente durante el Pérmico, a partir de las capas de carbón y fangolitas carbonosas no migró a otras facies y podría estar alojado en las mismas secuencias generadoras, lo que se asemejaría a un reservorio de tipo shale gas.
3) El carbón puede ser potencialmente combustionado para la generación, lo que se conoce como gas de carbón (GDC).

Por otro lado, la presencia de matas algáceas (kerógeno tipo I) y el hecho de que se han encontrado facies con mayor influencia marina, permiten proponer la posible existencia de niveles con kerógenos de tipo II, más propensos a generar petróleo que gas. En este sentido, se requiere realizar estudios estructurales y de análisis de facies en aquellos sectores donde el soterramiento pudiese haber sido menor, de manera tal que la materia orgánica haya sido sometida a una transformación catagenética coincidente con la ventana de generación de petróleo y coincidiese con el estado de catagénesis o ventana de generación de petróleo (Tissot et al. 1974; Fig. 8).

Figura 8: Condiciones de generación de petróleo y gas en función de la profundidad, relacionadas con los estadíos de diagénesis, la reflectancia de la vitrinita (R0) y la temperatura (T). La línea interrumpida roja es el rango en el que se encuentra la Formación Tunas (Tissot et al. 1974).

AGRADECIMIENTOS

Al Lic. Santiago Gígola por facilitar las tramitaciones correspondientes para la donación de los testigos corona del pozo PANG0001. Al Instituto de Geología Económica Aplicada (GEA) de la Universidad de Concepción, Chile, por facilitar el equipamiento que permitió el análisis microscópico del carbón. Al Lic. Juan Carlos Gasparoni, del Departamento de Agronomía de la Universidad Nacional del Sur, por haber realizado los análisis correspondientes al contenido de materia orgánica. A la Secretaría General de Ciencia y Tecnología por la beca otorgada bajo el marco de pasantías para jóvenes docentes, que permitió financiar una pasantía en la Universidad de Concepción.
Al Departamento de Geología de la UNS por haber facilitado el instrumental y la infraestructura necesarios para llevar adelante esta investigación. A la SECYT – UNS por el PGI 24/H128, a la Comisión de Investigaciones Científicas (CIC) y al CONICET por el PIP – CONICET-2013-2015-099 que permitieron financiar parte de las actividades. Los editores agradecen el trabajo de los revisores Silvia Barredo y Oscar Mancilla.

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Recibido: 12 de abril, 2016
Aceptado: 6 de septiembre, 2016