SciELO - Scientific Electronic Library Online

 
vol.7 número1-2Análisis de las paleocorrientes y de la varianza de los componentes a tres niveles, Neógeno del Valle del Cajón, Catamarca, ArgentinaModelo de facies de un complejo estuarino en una sucesión transgresiva: Formación Springhill, área La Tehuelche, Cuenca Austral, Argentina índice de autoresíndice de materiabúsqueda de artículos
Home Pagelista alfabética de revistas  

Servicios Personalizados

Revista

Articulo

Indicadores

  • No hay articulos citadosCitado por SciELO

Links relacionados

  • No hay articulos similaresSimilares en SciELO

Compartir


Revista de la Asociación Argentina de Sedimentología

versión impresa ISSN 1853-6360

Rev. Asoc. Argent. Sedimentol. vol.7 no.1-2 La Plata dic. 2000

 

Caracterización y origen de la porosidad en areniscas de la sección inferior del Grupo Paganzo (Carbonífero superior), Cuenca Paganzo, Argentina

 

Laura Inés Net1 y Carlos Oscar Limarino1

1. CONICET - Dto. de Geología, Universidad de Buenos Aires. Pabellón 2, Ciudad Universitaria, C1428EHA Buenos Aires, Argentina.
E-mail: launet@gl.fcen.uba.ar / limar@gl.fcen.uba.ar

 


Resumen.

Se analizan en este trabajo las características geométricas, distribución y origen de la porosidad en areniscas de la sección inferior del Grupo Paganzo (Carbonífero superior). Las areniscas de la Formación Lagares en la localidad de mina Las Mellizas son feldarenitas y subfeldarenitas (Q81±7 F19±7 L1±1), mientras que en el área de Olta–Malanzán la base de la Formación Malanzán está integrada por litoarenitas plutónico-metamórficas en la base (Q41±3 F33±2 L26±5), estando el resto de dicha unidad y la suprayacente Formación Loma Larga compuestas por litoarenitas feldespáticas, feldarenitas y feldarenitas líticas (Q59±10 F33±8 L8±7). Si bien la porosidad promedio observada en sección delgada es moderada (9,7% para la Formación Lagares y de 7,4% para las Formaciones Malanzán y Loma Larga), se incrementa notoriamente en niveles asociados a bancos de carbón y pelitas carbonosas, donde la materia orgánica generaría los ácidos carboxílicos responsables de la destrucción parcial a total de los feldespatos, particularmente plagioclasas. El análisis de imágenes petrográficas (AIP) permitió reconocer cuatro tipos básicos de porosidad, los que muestran crecientes valores de complejidad y tortuosidad de sus poros: el tipo de porosidad 1 (TP1) corresponde a meso y macroporos intergranulares generados por disolución de cemento y matriz en litoarenitas gruesas y muy gruesas; el tipo de porosidad 2 (TP2) está integrado por meso y microporos intra e intergranulares debido a intensa disolución de clastos, matriz y cemento en feldarenitas medianas a gruesas; el tipo de porosidad 3 (TP3) comprende micro y criptoporos intergranulares por disolución incipiente en arenitas finas y muy finas; por último, el tipo de porosidad 4 (TP4) combina micro y mesoporos generados por disolución parcial de feldespatos y abundante criptoporosidad intercristalina en parches de caolinita. La importante circulación de fluidos porales necesaria para la disolución de los feldespatos sugiere que este fenómeno habría ocurrido previo a significativa compactación y cierre de la fábrica, mientras que la presencia de caolinita autigénica indicaría que el Al3+ movilizado no ha sido exportado fuera del sistema. Se propone finalmente un modelo en el cual el desarrollo de la porosidad secundaria en estas areniscas estaría principalmente controlado por el contenido y grado de liberación de los feldespatos, el tamaño de grano y la presencia de matriz.

Palabras clave: Porosidad; Areniscas; Diagénesis; Análisis de imágenes petrográfica; Disolución de feldespatos.

Extended abstract

The characteristic distribution and origin of porosity in the sandstones of the lower section of Paganzo Group (Upper Carboniferous) in the eastern region of the Paganzo Basin (La Rioja province, Argentina; Figs. 1, 2) are described in this paper. Sandstones of the Lagares Formation in mina Las Mellizas locality are feldsarenites and subfeldsarenites (Q81±7 F19±7 L1±1), while those exposed in Olta and Malanzán area exhibit a larger compositional variety, with plutonic-metamorphic lithoarenites making up the base of the Malanzán Formation (Q41±3 F33±2 L26±5), and feldspathic lithoarenites, feldsarenites and lithic feldsarenites for the rest of this unit and the overlying Loma Larga Formation (Fig. 4). Although in both localities mean total optical porosity values are only moderate (9.7% in Lagares Formation and 7.4% in Malanzán and Loma Larga Formations), porosity distribution is highly irregular and strongly dependent on facies distribution. Maximum values of porosity are registered in high-sinuosity fluvial intervals, in close association with coals and carbonaceous mudstones (Figs. 3, 5). Generation of carboxylic acids caused by decomposition of organic matter is probably the main responsible for the intense feldspar dissolution observed (Surdam et al., 1984), which in this case, and based on petrographic observations, is more pervasive in plagioclase than in K-feldspar grains.
Petrographic image analysis (PIA) techniques (Ehrlich et al., 1984; Ehrlich et al., 1991; Bloch, 1994) allowed to recognize four porosity types, named TP1, TP2, TP3 and TP4 (Figs. 6, 7). Porosity type 1 (TP1, up to 15-20%) is mainly related to secondary intergranular macro and mesoporosity in coarse and medium-grained plutonicmetamorphic lithoarenites due to calcite cement partial dissolution; intragranular microporosity is minimal and can be attributed to incipient dissolved feldspars being part of lithic fragments. Porosity type 2 (TP2) is related to massive dissolution of cements, matrix and feldspar clasts in medium and coarse-grained feldsarenites; total optical porosity values in TP2 can reach up to 28%. Porosity type 3 (TP3, maximum value 12%) was only identified in fine sandstones, and it is composed of crypto and micropores generated by the incipient dissolution of matrix and cement. Porosity type 4 (TP4, up to 22%) is an hybrid porosity type that combines intragranular microporosity caused by feldspar dissolution with abundant intercrystalline cryptoporosity in authigenic kaolinite pore-filling patches. Complexity and tortuosity values of individual porosity elements ("porels") increase from TP1 to TP4 (Fig. 9).
Taking into account that all the mechanisms generally invoked for feldspar dissolution (inorganic Al3+ complexation related to carbonic acid generation, organic Al3+ complexes derived from carboxylic acids, or gibbsite hydrolysis) need a considerable pore fluid circulation, secondary porosity generation in these sandstones is supposed to have occurred before significant compaction. Moreover, the presence of abundant authigenic kaolinite patches and common quartz overgrowths strongly suggests that the Al3+ mobilized was not exported out of the system, but it combined with poral siliceous-enriched solutions to generate kaolinite.
Finally, a model of secondary porosity generation for these sandstones is proposed (Fig. 13). In this model, porosity depends on feldspar abundance and liberation degree (F/L ratio), mean grain size and matrix content. Sandstones with abundant monocrystalline feldspars grains (F/L>>1), medium to coarse grain size and low matrix content show optimal conditions for porosity development, because pore fluid circulation is favored and consequently feldspar dissolution can take place, so secondary porosity of type 2 is generated (A1 trend in Fig. 13). If aluminum was not eliminated out of the system, it would form kaolinite pore fillings typical of porosity type 4. Feldspars as subgrains in polymineralic rock fragments or an episode of early cementation that strongly inhibit fluid circulation would difficult feldspar dissolution, so, in that case, the secondary porosity generation is mostly intergranular, attributed to matrix and cement dissolution (A2 trend in Fig. 13). In fine-grained arenites, the combination of a relatively more quartzose composition and the severe porosity and permeability reduction during diagenesis resulted in very scarce matrix and cement dissolution typical of porosity type 3 (B trend in Fig. 13). Lastly, muddy arenites can not develop appreciable porosity in any case due to their high matrix content (or early cementation processes) that strongly prevents pore fluid circulation (C trend in Fig. 13).

Key words: Porosity; Sandstones; Diagenesis; Petrographic image analysis; Feldspar dissolution.


 

Introducción

Los estudios petrológicos de porosidad en areniscas han experimentado un notable desarrollo en los últimos años, interés que está particularmente relacionado a los análisis de calidad de reservorios clásticos en la industria petrolera. Este tipo de investigaciones apunta en general a comprender cómo las variaciones observadas en las propiedades petrofísicas de las areniscas, especialmente la porosidad y la permeabilidad, se encuentran controladas de manera directa por la mineralogía, la textura y el régimen diagenético, e, indirectamente, por el área de aporte de la fracción clástica y las facies depositacionales (véase por ejemplo Wilson, 1994; Kupecz et al., 1997).
El objetivo del presente trabajo es analizar las características geométricas, la distribución y el origen de la porosidad presente en areniscas de las Formaciones Lagares, Malanzán y Loma Larga (Carbonífero superior) a lo largo de sus perfiles tipo ubicados en el sector oriental de la Cuenca Paganzo (Fig. 1). Las areniscas en estas tres unidades poseen en general baja porosidad, la que sin embargo se incrementa en forma notable en ciertos niveles estratigráficos bien acotados. Se intentará aquí explicar la magnitud de esta variación, como así también interpretar los factores que le han dado origen.


Figura 1. Mapa de ubicación de los perfiles de las Formaciones Lagares (mina Las Mellizas), Malanzán y Loma Larga (valles de Olta y Malanzán) en el sector oriental de la Cuenca Paganzo.
Figure 1. Location map of outcrops at the mina Las Mellizas (Lagares Formation) and Malanzán and Olta valleys (Malanzán and Loma Larga Formations) in eastern Paganzo Basin.

Para cumplir con los propósitos señalados anteriormente, se efectuó un estudio de la porosidad de estas areniscas en sección delgada aplicando técnicas de análisis de imágenes petrográficas (AIP), metodología que permite una caracterización objetiva, cuantitativa y rápida de la distribución, abundancia, tamaño y forma de los poros en sección delgada (Ehrlich et al., 1984; Ehrlich et al., 1991; Ehrenberg & Boassen, 1993; Bloch, 1994; Ehrlich et al., 1997). A partir de esta información, se procedió luego a analizar el origen de la porosidad y a relacionarlo con los principales factores pre y postdepositacionales que controlaron su generación y distribución.

Ubicación y marco geológico

La sección inferior del Grupo Paganzo o "Paganzo I" (Azcuy et al., 1979), de edad Carbonífera tardía, aflora extensamente en el centro oeste de Argentina dentro de la cuenca del mismo nombre (Fig. 1). Para el presente trabajo se han estudiado dos grupos de afloramientos situados dentro del ámbito oriental de la Cuenca Paganzo: a) el perfil de mina Las Mellizas, sección tipo de la Formación Lagares y b) las exposiciones aflorantes a lo largo de los valles de Malanzán y Olta, áreas tipo de las Formaciones Malanzán y Loma Larga (Figs. 1, 2).


Figura 2. Cuadro estratigráfico de las unidades de la Sección Inferior del Grupo Paganzo incluídas en el presente trabajo.
Figure 2. Stratigraphic chart of the Lower Section of Paganzo Group units included in this study.

La geología de estas unidades ha sido estudiada por numerosos autores desde el trabajo pionero de Bodenbender (1911). La definición formal del Grupo Paganzo fue efectuada por Azcuy & Morelli (1970) en el área que incluye a los perfiles de Paganzo y mina Las Mellizas, localidades en las que Morelli et al. (1984) y Limarino (1987) realizaron estudios estratigráficos y brindaron precisiones acerca de los paleoambientes depositacionales de la Formación Lagares. Por otra parte, diversos aspectos estratigráficos, paleontológicos y paleoambientales de las unidades carboníferas aflorantes en el área de los paleovalles de Malanzán y Olta han sido encarados en las contribuciones efectuadas por Bracaccini (1948), Azcuy (1975), Andreis et al. (1986) y Sterren & Martínez (1996), entre otros.
Las unidades referidas en el presente trabajo se hallan integradas por depósitos arenosos, en menor medida pelíticos y conglomerádicos, de color gris amarillento (Fig. 3). Las áreas de procedencia de los sedimentos carboníferos que integran la Sección Inferior del Grupo Paganzo son: a) los bloques continentales de las Sierras Pampeanas, y b) los orógenos reciclados de Famatina y Precordillera, ubicados al norte y oeste respectivamente del área investigada (Andreis et al., 1986; López Gamundí et al., 1990; Net, 1999). El área pampeana ha sido la principal fuente de aporte de las areniscas estudiadas en este trabajo (Net,
1999). De esta manera, mientras que en la comarca de mina Las Mellizas las sedimentitas que integran la Formación Lagares se apoyan en discordancia sobre el basamento plutónico granítico de la Sierra de Vilgo (Granito Vilgo), los paleovalles de Malanzán y Olta han sido labrados sobre el conjunto de unidades que conforman el núcleo de la Sierra de Los Llanos, fundamentalmente granitos y granodioritas (Formación Chepes) y metasedimentitas de bajo grado (Formación Olta; Limarino et al., 1998).


Figura 3. Vista de los depósitos fluviales de la sección L5 (Formación Loma Larga, valle de Malanzán) integrados por espesos paleocanales con relleno arenoso, entre los que se intercalan potentes intervalos de pelitas carbonosas y bancos de carbón. Las areniscas de la sección L5 presentan el mejor desarrollo de porosidad originada por disolución de feldespatos.
Figure 3. General view of high-sinuosity fluvial deposits in section L5 (Loma Larga Formation, Malanzán valley) composed of interbedded channelized sandstones and thick coal or carbonaceous shale beds. Section L5 shows the best development of secondary porosity due to feldspar dissolution.

Una descripción de la litología, la interpretación paleoambiental y la petrografía de las areniscas correspondientes a los perfiles aquí estudiados ha sido dada a conocer por Net (1999), quien reconoció un conjunto de unidades informales o "secciones", las cuales se encuentran resumidas en la tabla 1. Básicamente, la sedimentación se inicia en las Formaciones Malanzán y Lagares con depósitos de abanicos aluviales o fluviales de alta energía (sección L1), los que son luego cubiertos por diamictitas y pelitas glacimarinas o glacilacustres (secciones L2 y L3), seguidas a continuación por una serie de ciclos arenosos grano y estratocrecientes correspondientes a la progradación de cuerpos deltaicos (sección L4). La parte superior de los depósitos carboníferos, constituida por la Formación Loma Larga y la parte media y cuspidal de la Formación Lagares, está integrada por potentes intervalos de depósitos fluviales que incluyen importantes espesores (hasta 4 metros en mina Las Mellizas) de pelitas carbonosas y bancos de carbón (secciones L5-L6; Fig. 3). Estos sedimentos se habrían depositado bajo un régimen climático templado a cálido y húmedo (López Gamundí et al., 1992; Limarino et al., 1996).

Tabla 1. Resumen de las características litológicas y la interpretación paleoambiental de los intervalos informales o "secciones" reconocidos por Net (1999) dentro de las Formaciones Lagares, Malanzán y Loma Larga.
Table 1. Summary of lithologic characteristics and depositional settings of the informal units or "sections" recognized by Net (1999) in the Lagares, Malanzán and Loma Larga Formations.

Antecedentes

Si bien, como ya ha sido señalado, el número de trabajos estratigráficos, paleoambientales y paleontológicos efectuados sobre las unidades estudiadas es amplio, las investigaciones referentes a sus aspectos petrológicos y diagenéticos es por el contrario mucho más limitado. En este sentido, no existe hasta el presente una descripción detallada de los tipos de porosidad presentes en las areniscas ni de los diferentes procesos diagenéticos que le dieron origen. No obstante lo dicho, merecen ser destacadas las contribuciones de Di Paola (1970, 1972) y de Andreis et al. (1986). La primera autora publicó datos de composición y procedencia de las areniscas y minerales de arcilla de la Formación Lagares en la comarca de Paganzo- Amaná, describiendo e ilustrando la presencia de caolinita asociada a micas degradadas y a feldespatos alterados diagenéticamente. Por otra parte, Andreis et al. (1986) realizaron un estudio de la composición mineralógica de las sedimentitas del Grupo Paganzo en la Sierra de Malanzán, el cual incluyó la descripción petrográfica, análisis de procedencia y síntesis de los principales procesos diagenéticos en areniscas de las Formaciones Malanzán y Loma Larga. Estos autores hicieron referencia al escaso grado de compactación mecánica sufrida por estas rocas, y destacaron la alteración temprana de fragmentos micáceos y la cementación carbonática presente en la Formación Malanzán. Atribuyeron la caolinita autigénica existente en la Formación Loma Larga a una etapa final de la diagénesis, debido a la circulación de aguas meteóricas y de soluciones expulsadas desde los bancos pelíticos, ya que no encontraron evidencias de disolución de feldespatos. Finalmente, sobre la base de la reconstrucción estratigráfica y de datos de reflectancia de vitrinita, estimaron temperaturas diagenéticas no mayores que 60°C.

Metodología

Las tareas de campo incluyeron el reconocimiento y descripción litológica de las secciones informales ya referidas (L1 a L6, Tabla 1), así como el muestreo de areniscas pertenecientes a cada una de dichas unidades. Durante el estudio petrográfico se examinaron 47 secciones delgadas, 19 correspondientes a areniscas de la Formación Lagares y 28 a las Formaciones Malanzán y Loma Larga (Tabla 2). Las muestras fueron impregnadas con resina epoxy azul a fin de destacar la porosidad, y teñidas para diferenciar distintos tipos de feldespatos con rhodizonato de sodio y cobaltinitrito de sodio siguiendo la metodología descripta por Houghton (1980). La moda de cada muestra fue estimada visualmente con ocular micrométrico. Para la selección se utilizaron los comparadores y términos descriptivos de Beard & Weyl (1973). Tanto los porcentajes relativos de componentes clásticos (modas detríticas QFL) como la cuantificación de los minerales autigénicos fueron efectuados a partir del conteo de entre 300 y 500 puntos por muestra utilizando el método de Gazzi-Dickinson (Zuffa 1985, Tabla 2). Para la clasificación petrográfica se empleó el esquema composicional propuesto por Folk et al. (1970), previa regeneración de las modas detríticas para equiparar al método tradicional utilizado por dichos autores (Tabla 2, Fig. 4). En lo que hace al contenido de matriz, se mantuvo el criterio del límite entre arenitas y arenitas fangosas en el 15% de material detrítico intersticial de acuerdo con Pettijohn et al. (1987). Información complementaria de texturas y composición química fue obtenida mediante observaciones efectuadas con microscopio electrónico de barrido (MEB) equipado con microsonda de rayos X dispersiva en energía (EDX). La porosidad de estas areniscas fue cuantificada durante los conteos de rutina, y eventualmente ajustada utilizando tablas de comparación visual (por ejemplo, Terry & Chilingar, 1955 en Scholle, 1979). La caracterización de los distintos tipos de porosidad estuvo basada en el análisis de imágenes petrográficas (AIP, Ehrlich et al., 1984) a partir de microfotografías tomadas con una cámara fotográfica adosada al microscopio petrográfico. Los términos descriptivos de abundancia y dimensiones de poros utilizados en este trabajo han sido modificados de Choquette & Pray (1970) y se encuentran en la tabla 3.

Tabla 2. Petrografía de las areniscas de la sección inferior del Grupo Paganzo. Valores correspondientes a % del total de la roca, y composición de los clastos recalculada al 100%. (1): modas detríticas regeneradas según el método tradicional para la clasificación petrográfica según Folk et al. (1970). Referencias: Amf/f/m/g/mg=arenisca muy fina/fina/mediana/gruesa/muy gruesa; S=sabulita. Selección: muyps/ps/ mods/bs/muybs=muy pobremente/pobremente/moderadamente/bien/muy bien seleccionada. %cl, %mtz, %cem, %por: porcentajes de clastos, matriz, cementos y porosidad. TP: tipo de porosidad dominante. Qm=cuarzo monocristalino; Qp=cuarzo policristalino; Ch=chert; FK=feldespato potásico; Plg=plagioclasa; Lm=lítico metamórfico; Lv=lítico volcánico; Ls=lítico sedimentario; Otr=otros (accesorios y alteritas). P/K=relación plagioclasa/feldespato potásico. Q, F, L=cuarzo/feldespatos/líticos. petr.: clasificación petrográfica. AF=arenita feldespática; AL=arenita lítica; AFL=feldarenita lítica; ALF=litoarenita feldespática; ASF=subfeldarenita; * = fangosa (matriz > 15%).
Table 2. Sandstone petrography of the lower section of Paganzo Group. Values expressed in % of total rock; clastic fraction also recalculated to 100%. (1) detrital modes regenerated to traditional point-counting method for petrographic classification purposes following Folk et al. (1970). References: Amf/f/m/g/mg=very fine/fine/medium/coarse/very coarse sandstone; S=granule sandstone. Sorting: muyps/ ps/mods/bs/muybs=very poorly/poorly/moderately/well/very well sorted. %cl, %mtz, %cem, %por: clast, matrix, cement and porosity percentages. TP: main porosity type. Qm=monocrystalline quartz; Qp=polycrystalline quartz; Ch=chert; FK=K-feldspar; Plg=plagioclase; Lm=metamorphic rock fragment; Lv=volcanic rock fragment; Ls=sedimentary rock fragment; Otr=others (accesory and altered grains). P/K=plagioclase/K-feldspar ratio; Q, F, L=quartz/feldspar/rock fragments. petr.: petrographic classification. AF=feldsarenite; AL=litharenite; AFL=lithic feldsarenite; ALF=feldspathic litharenite; ASF=subfeldsarenite; * = muddy (matrix > 15%).


Figura 4. Clasificación de las areniscas de las Formaciones Lagares, Malanzán y Loma Larga (Folk et al., 1970). Q: cuarzo mono y policristalino (excluyendo chert); F: feldespatos; L: fragmentos líticos (incluyendo chert). Los símbolos de las secciones corresponden a las divisiones de la Tabla 1; las flechas indican arenitas fangosas (matriz >15% según criterio de Pettijohn et al., 1987).
Figure 4. Classification of sandstones of the Lagares, Malanzán and Loma Larga Formations (Folk et al., 1970). Q: mono and polycrystalline quartz; F: feldspars; L: rock fragments (including chert). Symbols of sections refers to Table 1; arrows indicate muddy arenites (matrix>15% following Pettijohn et al., 1987).

Tabla 3. Rangos y términos descriptivos para la caracterización de los sistemas porales. Modificado de Choquette & Pray (1970).
Table 3. Ranges and descriptive terms used for porosity description. Modified from Choquette & Pray (1970)
.

Características petrográficas de las areniscas

La sección inferior del Grupo Paganzo en el sector oriental de la cuenca homónima incluye arenitas, y mucho más raramente arenitas fangosas, desde muy gruesas hasta muy finas, pobre hasta muy bien seleccionadas (Tabla 2). Las areniscas de la Formación Lagares en mina Las Mellizas se clasifican como feldarenitas y subfeldarenitas (promedio Q81±7 F19±7 L1±1), mientras que las Formaciones Malanzán y Loma Larga presentan mayor variación, ya que incluyen litoarenitas plutónico-metamórficas en la base (sección L1, promedio Q41±3 F33±2 L26±5) y
litoarenitas feldespáticas, feldarenitas y feldarenitas líticas hacia los términos superiores (promedio Q59±10 F33±8 L8±7; ver Tabla 2, Fig. 4). Las arenitas en ambas localidades se destacan por el alto contenido de cuarzo monocristalino y el amplio predominio de los clastos de feldespato potásico por sobre los de plagioclasa; esto último se debe en gran medida a un proceso diagenético de disolución selectiva de clastos, el cual será analizado e ilustrado más adelante. Los fragmentos líticos aparecen siempre en forma muy subordinada, con excepción de la base de la Formación Malanzán (sección L1), donde dominan los clastos de metamorfitas y plutonitas. Nótese que el conteo de los referidos clastos líticos provoca una importante desviación entre las modas detríticas calculadas por los métodos tradicional y de Gazzi-Dickinson (Zuffa, 1985; Tabla 2), ya que en este último caso los líticos de grano grueso se contabilizan como sus componentes minerales. La biotita es el mineral accesorio más abundante, pudiendo llegar excepcionalmente a constituir hasta el 20% de la fracción clástica (Tabla 2). Los minerales autigénicos poseen variable abundancia, y su paragénesis incluye el desarrollo de crecimientos secundarios de cuarzo y feldespato, seguidos por caolinita e illita como reemplazos de clastos y relleno de poros, y finalmente calcita y óxidos de hierro como fases más tardías. La porosidad observada en sección delgada varía desde menos de 1% hasta un máximo de 28%, siendo el promedio de 9,7% para la Formación Lagares y de 7,4% para las Formaciones Malanzán y Loma Larga (Tabla 2, Fig. 5). Esta porosidad es de origen secundario, generada mayormente por destrucción parcial a total de clastos de feldespatos, e incrementada en ocasiones por la disolución adicional de algunos cementos y/o de parte de la matriz.


Figura 5. Perfiles esquemáticos de las Formaciones Lagares (mina Las Mellizas), Malanzán y Loma Larga (valles de Olta y Malanzán) ilustrando la distribución de los valores de porosidad óptica total (POT) obtenidos. La línea continua sobre el eje vertical en las secciones L2+L3 indica valores de porosidad óptica cercanos a cero para todo el intervalo referido.
Figure 5. Schematic profiles of Lagares Formation (Mina Las Mellizas) and Malanzán and Loma Larga Formations (Malanzán and Olta valleys) showing distribution of total porosity values measured. The line near vertical axe in sections L2+L3 indicates values of total optical porosity near zero on these sections.

En lo que respecta al grado de soterramiento que habrían sufrido estas areniscas, el mismo ha sido inferido a partir de los espesores mínimos de las unidades postcarboníferas suprayacentes. Haciendo la salvedad de que se trata sólo de espesores orientativos, ya que las unidades están compactadas y existen espesores inciertos de sedimentitas pérmicas, triásicas y terciarias removidos por erosión (Azcuy & Morelli, 1970; Azcuy et al., 1979; Andreis et al., 1986; Limarino et al., 1998), dentro del sector oriental de la cuenca la sección inferior del Grupo Paganzo habría estado soterrada a profundidades mínimas del orden de los 1000 metros. Un análisis de la pérdida de porosidad primaria efectuado en areniscas de las Formaciones Malanzán y Loma Larga (Net, 1999) reveló que la compactación (mecánica y en menor medida química) ha sido el principal factor responsable de la pérdida de porosidad de estas rocas, mientras que la cementación actuó en forma subordinada. Una evaluación regional de la diagénesis física y química indicaría para el referido sector de la cuenca temperaturas diagenéticas máximas menores a los 100°C (Net, 1999).

Estudio de la red poral mediante análisis de imágenes petrográficas (AIP): metodología aplicada

La morfología, cuantificación y distribución de la porosidadde las areniscas fue caracterizada a partir del análisis de imágenes petrográficas (AIP, Ehrlich et al., 1984). Para ello se seleccionaron microfotografías de diferentes tipos de porosidad obtenidas en secciones delgadas de textura y mineralogía relativamente homogéneas, a fin de que sean representativas (Fig. 6a, b, c y d). El aumento utilizado (X40) corresponde a un nivel de observación general de las secciones delgadas que resulta óptima para el análisis cuantitativo de la porosidad (Ehrlich et al., 1991). Salvo que se indique lo contrario, las imagenes microscópicas abarcaron un área de 3 por 2 mm2 y han sido digitalizadas con una definición de aproximadamente 600 x 400 pixels. El procesamiento de las imágenes y las mediciones que a continuación se describen han sido realizadas siguiendo la metodología de White et al. (1998) utilizando el programa Scion Image versión Beta3b.


Figura 6. Microfotografías representativas de los tipos de porosidad reconocidos en las areniscas de la sección inferior del Grupo Paganzo. a) tipo de porosidad 1 (TP1), obsérvese el dominio de mesoporos y macroporos intergranulares (muestra MA24, Fm. Malanzán); b) tipo de porosidad 2 (TP2), nótese la importante disolución de clastos, matriz y cemento, la presencia de poros sobredimensionados y de algunos granos flotantes (muestra MA48, Fm. Malanzán); c) tipo de porosidad 3 (TP3), desarrollado en arenitas finas, con dominio de cripto y microporos intergranulares (muestra MA6, Fm. Malanzán); d) tipo de porosidad 4 (TP4), nótese los meso y microporos intragranulares originados por disolución parcial de clastos de feldespato, junto a los abundantes parches de caolinita autigénica encerrando importante criptoporosidad (muestra LA33, Fm. Lagares); e) micro y mesoporos intragranulares controlados por los planos de macla y parcialmente rellenos por caolinita (K) en una plagioclasa (muestra MA14, Fm. Malanzán); f) detalle de una arenita subfeldespática mostrando (izq.) un clasto de feldspato potásico (FK) intensamente disuelto, y (der.) un agregado de cristales de caolinita (K) con contorno muy regular, interpretándose su origen como producto de la disolución de un clasto de plagioclasa original (muestra LA16, Fm. Lagares). a), b), c) y d) X40; e) X200; f) X100. Todas las microfotografías con nicoles paralelos.
Figure 6. Photomicrographs of porosity types recognized in sandstones of the lower section of Paganzo Group. a) porosity type 1 (TP1), see the dominance of intergranular meso and macropores (sample MA24, Malanzán Fm.); b) porosity type 2 (TP2), note the pervasive dissolution of clasts, matrix and cements, the presence of oversized pores and floating grains (sample MA48, Malanzán Fm.); c) porosity type 3 (TP3), typical of fine-grained sandstones, composed of intergranular crypto and micropores (sample MA6, Malanzán Fm.); d) porosity type 4 (TP4), see intragranular meso and microporosity caused by feldspar dissolution combined with common kaolinite pore-filling patches with abundant cryptoporosity (sample MA33, Lagares Fm.); e) plagioclase with intragranular micro and mesoporosity controlled by twin planes and partially filled by kaolinite (K) (sample MA14, Malanzán Fm.); f) detailed view showing a partially dissolved K-feldspar grain (left) and an authigenic aggregate of kaolinite (K, right) interpreted to be originated by dissolution of a plagioclase grain (sample LA16, Lagares Fm.). a), b), c) and d) X40; e) X200; f) X100. All photomicrographs with parallel nicols.

La aplicación del AIP a los estudios de porosidad está basado en la transformación de las microfotografías digitalizadas a una imagen binaria, donde cada pixel o unidad que compone la imagen fue referido a la categoría "poro" (en negro) o "no poro" (en blanco, Fig. 7a-d). De esta manera, fue posible identificar la expresión en dos dimensiones del "complejo poral" o red tridimensional de espacios vacíos, separando claramente los minerales que componen la sedimentita de los espacios porales (por convención, los sectores más anchos que componen la red poral), las gargantas porales (sectores más angostos de la red poral) y parte de la microporosidad. Debe destacarse, sin embargo, que las gargantas no son comúnmente interceptadas en su máximo desarrollo por el plano del corte delgado, razón por la cual la dimensión de las mismas es casi siempre menor que su tamaño verdadero (McCreesh et al., 1991). Cuando se encontraron vestigios de polvo del pulido o pequeñas burbujas en la resina, éstos fueron eliminados mediante un tratamiento digital previo a efectuarse las mediciones.


Figura 7. Imágenes binarias de la porosidad obtenidas a partir de las microfotografías de la figura 6. Las flechas llenas señalan porels representativos de cada tipo. a) TP1, con porels compactos, de baja tortuosidad y paredes escasamente rugosas, gargantas frecuentes y relativamente anchas; b) TP2, obsérvese la presencia de porels complejos o tortuosos; c) TP3, se destaca la disminución en el tamaño y la buena selección de los porels, a la vez que aumenta notoriamente su complejidad; d) TP4, caracterizado por porels de complejidad extrema, generados particularmente en los parches de caolinita autigénica.
Figure 7. Binary porosity images obtained from the photomicrographs of figure 6. Filled arrows show selected representatives porosity elements ("porels") of each type. a) TP1, with compact, low tortuosity and low rugosity porels, common and relatively wide pore throats; b) TP2, see the increasing complexity and tortuosity of the porels; c) TP3, with relatively small, well sorted and more complex porels; d) TP4, characterized by extremely complex porels in authigenic kaolinite pore-filling patches.

La porosidad expuesta en sección delgada aparece como parches de variada forma y tamaño que no necesariamente constituyen un solo poro, sino que pueden corresponder a un conjunto de varios poros y gargantas. Ehrlich et al. (1991) definieron el término "porel" ("PORosityELement") para referirse a estos parches, destacando que la forma y tamaño de los mismos (en dos dimensiones) no deben ser extrapoladas en forma directa al espacio tridimensional.
La porosidad definida por análisis de imágenes se denomina "porosidad óptica total" (total optical porosity o TOP) y resulta del cálculo del porcentaje relativo de pixels de porosidad, o sea, de la relación de pixels negros a pixels totales. La porosidad óptica total se encuentra más relacionada a la porosidad efectiva de la roca que a la porosidad total, ya que está estrechamente asociada a la penetración de la resina de impregnación (Ehrlich et al., 1991).
Una vez cuantificada la porosidad óptica, una segunda etapa consistió en la caracterización de distintos tipos de porosidad mediante la aplicación de sucesivos ciclos de erosión-dilatación con el objeto de obtener las distribuciones de tamaño y forma de los porels (Ehrlich et al., 1984). Explicado brevemente, el primer ciclo de erosión-dilatación (E-D) consiste en la erosión o eliminación de una capa de pixels de la superficie de los porels, mientras que la dilatación implica el proceso inverso, esto es, la adición de una capa de pixels al remanente del porel (Scasso & Limarino, 1997). La dilatación sólo es posible cuando el porel no ha sido eliminado previamente durante la erosión.
En la práctica, para el programa de procesamiento de imágenes, este ciclo se tradujo como el cambio de todos los pixels negros a blancos cuando estuvieran en contacto con al menos 3 pixels blancos, seguido a continuación por el cambio de todos los pixels blancos a negros cuando estuvieran en contacto con al menos 3 pixels negros. El valor umbral de 3 pixels fue elegido por los autores por resultar adecuado a los fines de este trabajo. Siempre partiendo de la imagen original, el siguiente ciclo efectúa dos erosiones, seguidas por dos dilataciones, y así sucesivamente. La porosidad se mide al finalizar cada ciclo y siempre resulta menor que antes de efectuar el mismo. La aplicación de ciclos de erosión-dilatación de magnitud creciente continúa hasta que la última erosión elimina por completo todo remanente de porels en las imágenes (Fig. 8). El concepto central en el que está basado este tipo de análisis es que la aplicación de un ciclo de erosión-dilatación no necesariamente retorna un objeto a su forma original (véase Ehrlich et al., 1984). La diferencia en el número de pixels antes y después de un ciclo representa la pérdida de un determinado tamaño de porel o de ciertos componentes de rugosidad presentes en porels de mayor tamaño. La aplicación de sucesivos ciclos E-D provee entonces información acerca de la distribución de tamaños y rugosidad de los poros, ya que los poros más pequeños y las rugosidades de menor escala en los poros más grandes son sucesivamente eliminadas por cada ciclo.


Figura 8. Ciclos de erosión-dilatación (E-D) correspondientes a los cuatro tipos de porosidad caracterizados a partir del procesamiento de las imágenes de la figura 7. La altura de las barras representa la porosidad remanente (expresada como porcentaje de la porosidad original) luego de la aplicación de cada ciclo de erosión-dilatación.
Figure 8. Erosion-dilation cycles (E-D) of the four porosity types characterized from binary images in figure 7. Bars height represents remnant porosity (expressed as percentage of original porosity) after successive erosion-dilation cycles.

Para la elaboración de los espectros E-D se procedió a medir la porosidad remanente después de cada ciclo de erosión-dilatación y se la expresó como un porcentaje de la porosidad original (Fig. 8; compárese con Ehrenberg & Boassen, 1993: fig. 8). En el presente estudio se aplicaron hasta 45 ciclos E-D sobre una misma imagen. Con el aumento utilizado para la obtención de las microfotografías y la calidad de digitalización empleada, cada pixel posee 5 ìm de lado y 25 µm2 de superficie. Según la escala de tamaños porales aquí adoptada (Tabla 3), los criptoporos se eliminan con un solo ciclo E-D, mientras que los microporos requieren seis ciclos para ser eliminados, los mesoporos venticinco y los macroporos pueden necesitar hasta cien ciclos E-D.
Por último, se tomaron porels representativos de cada uno de los tipos de porosidad diferenciados (señalados con flechas llenas en la figura 7), los cuales fueron analizados en forma individual a fin de obtener parámetros tales como área, longitud, tortuosidad y espectro de componentes de rugosidad y tamaño (Fig. 9). La tortuosidad de los porels fue expresada en este trabajo como el cociente entre pixels pertenecientes a bordes y pixels totales, adaptando de esta manera la definición brindada por Ehrlich et al. (1984). El espectro de componentes de rugosidad y tamaño se obtuvo graficando el porcentaje de pixels perdidos en cada ciclo de erosión-dilatación. Durante este proceso, el porel es progresivamente suavizado hasta que la última erosión lo elimina definitivamente; la dilatación anterior a la última erosión genera la componente más regular del porel o "componente de tamaño" (Fig. 9; compárese con Ehrlich et al., 1991: fig. 5).


Figura 9. Análisis individual de porels representativos de cada uno de los tipos de porosidad reconocidos (señalados por flechas llenas en la figura 6): a) TP1; b) TP2; c) TP3; d) TP4. Para cada porel se ha calculado el área, tamaño, tortuosidad y espectro de componentes de tamaño y rugosidad. Para más detalles véase el texto.
Figure 9. Individual analysis of representative porels of each porosity type (marked by filled arrows in figure 6): a) TP1; b) TP2; c)TP3; d) TP4. Measures of area, size, tortuosity and pore-complex spectra were obtained for each porel. See text for details.

Porosidad: distribución, tipos y factores de control

Con el objeto de evaluar la distribución de la porosidad y los factores que la controlan, los porcentajes obtenidos durante los estudios petrográficos de rutina (Tabla 2) fueron graficados teniendo en cuenta su ubicación estratigráfica a lo largo de los perfiles esquemáticos de las Formaciones Lagares, Malanzán y Loma Larga (Fig. 5). Como allí puede verse, el patrón general de la distribución de la porosidad es similar en ambas localidades, con valores que varían fuertemente dentro de cada uno de los perfiles. De esta manera, los máximos valores de porosidad (mayores al 15%) se encuentran localizados en dos niveles estratigráficos bien diferenciados (Fig. 5): por un lado, en las areniscas de canales fluviales de alta sinuosidad asociados a espesos bancos de pelitas negras de planice de inundación (sección L5; Fig. 3) y, por otro lado, en la matriz arenosa de cuerpos conglomerádicos de abanicos aluviales en la base de la Formación Malanzán (sección L1). Contrariamente, las areniscas correspondientes a secuencias deltaicas progradantes (sección L4) y a sistemas fluviales con canales de menor magnitud (sección L6) poseen porosidades sólo buenas a moderadas (5-15%). Por último, en areniscas pertenecientes a diamictitas de origen glaciario (sección L2) o a depósitos de turbiditas (sección L3), la porosidad resulta casi siempre muy baja (1-5%). Esto se debería, fundamentalmente, a que estas últimas areniscas poseen mayores porcentajes de matriz, y la criptoporosidad allí encerrada, si bien puede alcanzar porcentajes considerables (Hurst & Nadeau, 1995), se halla por debajo del límite de resolución del microscopio óptico (Pittman, 1979; Hurst & Nadeau, 1995); además, generalmente se trata de porosidad no efectiva, y la resina de inyección no puede penetrar para ponerla en evidencia. De acuerdo con las características geométricas de los sistemas porales y de los porels individuales se han identificado cuatro tipos básicos de porosidad, los que se denominaron en orden de tamaño medio decreciente de los porels como TP1, TP2, TP3 y TP4 (Figs. 6, 7). Las principales características de cada uno de los tipos de porosidad reconocidos serán decriptas a continuación y se sintetizan en la tabla 4.

Tabla 4. Principales atributos de los cuatro tipos de porosidad en areniscas identificados en este trabajo.
Table 4. Main characteristics of sandstone porosity types recognized in this work.

El tipo de porosidad 1 (TP1, Figs. 6a y 7a) corresponde a porosidad secundaria mayormente de tipo intergranular en arenitas gruesas y muy gruesas, generada por disolución localizada de cemento de calcita y/o de parte de la matriz. Posee asimismo una muy baja participación de porosidad intragranular, debido a la disolución incipiente de algunos feldespatos (plagioclasa y en menor medida feldespato potásico), la mayor parte de los cuales forman parte de fragmentos líticos de grano grueso (plutonitas y metamorfitas, Fig. 6a). Las gargantas porales son frecuentes y relativamente anchas. Los valores de porosidad óptica total en el TP1 oscilan entre 15 y 20% (16,4% en la imagen de la Fig. 7a). Este tipo de porosidad se encuentra dominado por mesoporos (58,5%) y macroporos (22,5%), siendo escasos los microporos (13%) y mínima la criptoporosidad (6%; Fig. 8a). Un porel representativo del TP1 (Fig. 9a) presenta un área que supera los 150000 µm2 y posee muy baja tortuosidad (0,14). Como puede verse en el espectro de componentes de tamaño y rugosidad (Fig. 9a), se trata de un porel relativamente compacto, con rugosidades de muy pequeña escala (compárese con Ehrlich et al., 1991: fig. 5b), y donde un alto porcentaje del área total corresponde a la componente de tamaño (26,2%), mientras que la componente de rugosidad es relativamente poco importante. El tipo de porosidad 1 es característico de las litoarenitas gruesas y muy gruesas hasta sabulíticas que conforman la matriz de los ortoconglomerados en los abanicos aluviales de la base de la Fomación Malanzán (sección L1), y de las litoarenitas feldespáticas gruesas que integran los canales fluviales de la Formación Loma Larga en el perfil de Olta-Malanzán (sección L5). En el caso del TP1, la generación de poros de grandes dimensiones (meso y macroporos) compactos y relativamente poco rugosos parece estar sujeta principalmente a un fuerte control textural, y en menor medida también composicional. Lo dicho se basa en que la presencia del TP1 se limita exclusivamente a arenitas gruesas y muy gruesas con escasa matriz y abundantes feldespatos integrando fragmentos líticos plutónicos y metamórficos de grano grueso. La baja rugosidad de los porels del TP1 se debería fundamentalmente al carácter intergranular de los mismos, el cual es atribuído tanto a la disolución localizada de cemento carbonático en areniscas que poseen discreto desarrollo de cementos arcillosos, como al grado parcial de disolución de los feldespatos en la fracción clástica.
El tipo de porosidad 2 (TP2, Figs. 6b y 7b) ha sido identificado en arenitas medianas y gruesas que han sufrido intensa disolución, no sólo ya de cementos y matriz, sino también de parte considerable de la fracción clástica, especialmente de los feldespatos. Corresponden al TP2 los máximos porcentajes de porosidad óptica medidos, los que pueden alcanzar hasta 28% (19,9% en la imagen de la figura 7b), siendo común la presencia de poros sobredimensionados (oversized) y de algunos granos flotantes (Fig. 7b). Las gargantas porales son frecuentes, aunque estrechas y tortuosas. En el TP2 dominan los mesoporos (61,5%) y microporos (22,5%); los macroporos son menos frecuentes (9,5%) y la criptoporosidad es mínima (6,5%; Fig. 8b). Un porel representativo del TP2 (Fig. 9b) presenta un área de hasta 100000 ìm2 y una tortuosidad mayor que en el TP1 (0,21). El espectro de componentes de tamaño y rugosidad corresponde en este caso al de un porel complejo (Fig. 9b; compárese con Ehrlich et al., 1991: Fig. 5a), con rugosidades importantes y una baja participación del componente de tamaño (14,8%). El TP2 es común en feldarenitas, feldarenitas líticas, litoarenitas feldespáticas y subfeldarenitas medianas a gruesas de las Formaciones Malanzán (secciones L3 y L4), Loma Larga (sección L5) y Lagares (sección L5). La ocurrencia del TP2 dependería de la combinación del tamaño de grano mediano a grueso y del bajo contenido de matriz en las areniscas. Esto favorecería la circulación de los fluídos porales provocando así la intensa disolución de los feldespatos dentro de la fracción clástica, como así también de parte del cemento y de la matriz. La mayor complejidad y rugosidad los porels del TP2 se atribuye a la importante participación de porosidad intragranular, y también a la presencia de relictos de arcillas que han sido parcialmente disueltas.
El tipo de porosidad 3 (TP3, Figs. 6c y 7c), a diferencia de los tratados previamente, se encuentra limitado en forma exclusiva a arenitas finas. Es fundamentalmente de tipo intergranular, y está originado por la disolución parcial de la matriz y/o del cemento arcilloso o calcítico. Los valores de porosidad óptica total en el TP3 oscilan entre el 1 y el 12% (7,6% en la imagen de la figura 7c). Dominan ampliamente en este tipo los criptoporos (75%) junto a microporos bien seleccionados en forma subordinada (25%; Fig. 8c). Las gargantas porales son escasas y sumamente estrechas. Un porel representativo del TP3 (Fig. 9c) presenta un área menor a los 5000 µm2 y un alto valor de tortuosidad (0,58). El espectro de componentes de tamaño y rugosidad corresponde al de un porel muy complejo, con un amplio dominio del componente de rugosidad y una mínima participación del componente de tamaño (0,7%). El TP3 es frecuente en las areniscas finas de la parte media de la Formación Malanzán (secciones L2 y L3). Nuevamente en este caso es claro el control textural y composicional, ya que el desarrollo del TP3 se encuentra restringido a las feldarenitas finas, en las cuales una limitada disolución de arcillas intersticiales, tanto detríticas como autigénicas, generó poros de pequeñas dimensiones (micro y criptoporos) y de elevada rugosidad. El hecho de que los bajos valores de porosidad registrados para el TP3 se atribuyan en gran medida a poros intergranulares podría estar relacionado, por un lado, a la inhibición en el desarrollo de porosidad intragranular debido a una mayor concentración relativa de clastos cuarzosos con respecto a fragmentos más lábiles (feldespatos y líticos) al disminuir el tamaño de grano (Q>F+L), y por otro lado, a una circulación de fluídos porales más restringida, ya que la permeabilidad de las areniscas de grano más fino es menor (Beard & Weyl, 1973).
Por último, el tipo de porosidad 4 (TP4, Figs. 6d y 7d) corresponde a la combinación de dos poblaciones diferentes de porosidad, pero que se han reunido por estar genéticamente relacionadas, y presentarse por lo tanto estrechamente asociadas. Se trata, por un lado, de la porosidad intragranular generada por disolución parcial a total de clastos de feldespato en areniscas medianas (señalada por flechas pequeñas en la Fig. 7d), y por el otro, de la abundante porosidad intercristalina encerrada dentro de parches de caolinita autigénica bien cristalizada en las mismas areniscas (Fig. 10). Los porcentajes de porosidad óptica varían entre el 1 y el 22% (9,3% en la imagen de la figura 7d). Las gargantas porales son frecuentes, aunque resultan en extremo tortuosas. El TP4 se halla integrado por microporos (52,5%) y criptoporos (43%), con muy escasos mesoporos (4,5%; Fig. 8d). Mientras que la ma
yor parte de los criptoporosidad estaría alojada en los parches de caolinita (Figs. 7d y 10), los microporos y escasos mesoporos corresponderían a la disolución localizada del cemento o, muy comunmente, a la destrucción parcial de los clastos de feldespato controlada por el clivaje de los mismos. Un porel representativo del TP4 es en realidad un parche que encierra importante criptoporosidad (74% en la Fig. 9d y 35% en el ejemplo de la Fig. 10), con un área que puede superar los 100000 μm2 y una tortuosidad extremadamente alta (0,90) debida a la presencia de los cristales de caolinita. El espectro de componentes de tamaño y rugosidad (Fig. 9d) muestra una ínfima participación de la componente de tamaño (0,1%) con respecto a la componente de rugosidad. El TP4 ha sido identificado en todas las muestras pertenecientes a la Formación Lagares, si bien hay que destacar el alto desarrollo que presenta especialmente dentro de la sección L5. De la misma manera, este tipo de porosidad es característico de las areniscas medianas y gruesas que constituyen el tope de la Formación Malanzán (sección L4) y la Formación Loma Larga (sección L5). Como será discutido en el próximo apartado, varios son los factores que se han combinado para favorecer la generacion del TP4, dominado por la disolución selectiva de feldespatos y la precipitación de caolinita autigénica. De acuerdo con las evidencias petrográficas y de campo reunidas para este trabajo, este tipo de porosidad requiere de areniscas con un alto contenido de feldespatos en la fracción clástica original (F/L>>1), tamaño de grano mediano a grueso, bajo contenido de matriz y, especialmente, de una estrecha asociación con carbones y pelitas carbonosas.


Figura 10. Micro y criptoporosidad entre cristales de caolinita autigénica en el TP4. a) microfotografía de un parche de caolinita (K) entre clastos de cuarzo (Q) y feldespato potásico (FK); muestra LA33, X200, nicoles paralelos; b) la imagen procesada revela, para el área delimitada por la linea gris, una porosidad del 35%; c) aspecto de la caolinita autigénica al MEB, nótese los "libros" (flecha) de cristales pseudohexagonales (muestra LA20, X2000).
Figure 10. Intercrystalline micro and cryptoporosity in kaolinite pore-filling cement (TP4). a) photomicrograph of a kaolinite (K) fill among quartz (Q) and K-feldspar (FK) grains; sample LA33, X200, parallel nicols; b) image analysis of selected area (gray line) reveals an optical porosity of 35%; c) MEB view of authigenic kaolinite arranged in "books" (arrow) of pseudohexagonal crystals (sample LA20, X2000).

Interpretación sobre el origen de la porosidad secundaria

De la caracterización de los tipos de porosidad descriptos en el apartado anterior se desprende que existen tres procesos diagenéticos principales relacionados en forma directa a la generación de porosidad secundaria en estas areniscas: 1) disolución parcial a total de feldespatos; 2) disolución parcial de cemento calcítico y 3) disolución parcial de cementos arcillosos y/o de matriz detrítica. De estos tres procesos, la disolución de feldespatos es por mucho el que posee la mayor importancia relativa, encontrándose los dos restantes subordinados al primero o presentándose sólo en forma muy limitada. Las observaciones petrográficas indican que, en general, la generación de porosidad secundaria ha estado controlada en forma directa por factores tales como composición de la fracción clástica, condiciones de diagénesis física y química y textura de la roca, particularmente en lo que hace al contenido de matriz y al tamaño de grano. Estos factores estuvieron a su vez regidos por el área de procedencia, el ambiente de sedimentación y el grado de soterramiento.
En primer término, resulta evidente que la composición arcósica de las areniscas de la sección inferior del Grupo Paganzo, procedentes en su mayor parte del área de bloques continentales de Sierras Pampeanas situada al este de la cuenca (Andreis et al., 1986; López Gamundí et al., 1990; Sterren & Martínez, 1996; Net, 1999), ha favorecido el desarrollo de porosidad secundaria por disolución selectiva de feldespatos. Cabe acotar además que el grado de disolución de los feldespatos es variable a lo largo de los perfiles, incrementándose en proximidades de niveles de pelitas carbonosas intercaladas, y reflejando por lo tanto la influencia del ambiente de depositación. Las texturas reconocidas incluyen desde la incipiente disolución con desarrollo de criptoporosidad (Fig. 11), hasta grados más avanzados en los que se produce disolución penetrativa a lo largo de planos de clivaje o de maclas, generando micro y mesoporos (Fig. 6e). Un caso extremo resulta la disolución masiva de los granos, lo cual conduce al desarrollo de macro y megaporos, muchos de los cuales son del tipo "fuera de tamaño" (oversized pores, Fig. 6b). Por otro lado, también existe un control de la composición de los feldespatos sobre la intensidad de la disolución, ya que ésta afecta en mayor medida a los granos de plagioclasa (generalmente oligoclasa) que a los de feldespato potásico. De esta manera, el extremadamente bajo contenido de plagioclasas registrado en las areniscas de la Formación Lagares (Tabla 2) y la presencia de frecuentes parches sobredimensionados de caolinita (Fig. 6f) son aquí interpretados como resultado de un proceso de disolución selectiva. Este proceso habría eliminado prácticamente por completo a los clastos de plagioclasa, incrementado así el contenido relativo de cuarzo y originado "subfeldarenitas diagenéticas" en un sentido similar al de McBride (1987).


Figura 11. Texturas asociadas a la disolución de los feldespatos. a) vista con MEB de un clasto de feldespato (F) mostrando abundante criptoporosidad; b) ampliación del área recuadrada en a), nótese el control del clivaje sobre el desarrollo de la criptoporosidad (muestra LA15, Fm. Lagares); a) X80, b) X600.
Figure 11. Feldspar dissolution textures. a) MEB image of a feldspar clast (F) exhibiting abundant cryptoporosity; b) highly-magnified view of square in a) to show the control of cleavage planes over cryptoporosity development (sample LA15, Lagares Fm.); a) X80, b) X600.

El origen de la disolución de los feldespatos es un proceso diagenético que ha ocupado gran atención dentro de la petrología sedimentaria (Petrovic, 1976; Heald& Larese, 1973; Surdam et al., 1984; Siebert et al., 1984; Wood, 1994b; entre otros) debido a que: a) en varios yacimientos de hidrocarburos la porosidad secundaria producida por disolución de feldespatos es la componente principal de la porosidad total, b) la disolución de los feldespatos implica la movilización del Al3+, el cual forma compuestos inorgánicos relativamente insolubles y c) las evidencias petrográficas muestran cómo, bajo determinadas condiciones, se produce la disolución selectiva de feldespatos sin afectar a componentes generalmente más solubles (por ejemplo, cemento carbonático).
La disolución de feldespatos en presencia de importantes cantidades de materia orgánica ha sido frecuentemente citada en la literatura (véase Bucke & Mankin, 1971; Surdam et al., 1984, 1989; Crossey & Larsen, 1992). En el caso de las areniscas de la sección inferior del Grupo Paganzo, la referida materia orgánica se presenta tanto dispersa en la matriz de las areniscas como en niveles de pelitas carbonosas intercaladas, y resulta particularmente abundante en la sección L5, correspondiente al tope de las Formación Lagares y a la Formación Loma Larga. La concentración de finos y materia orgánica dentro de la sección L5 se debería a la depositación de sedimentos en extensas planicies de inundación fluviales generadas bajo un régimen climático templado cálido y húmedo (López Gamundí etal., 1992; Limarino et al., 1996).
En lo que respecta a los mecanismos que condicionan la disolución de los feldespatos, existen al menos tres modelos diferentes que intentan explicar este proceso: 1) corrosión por ácido carbónico y formación de complejos inorgánicos de Al3+; 2) corrosión por ácido carboxílico y
formación de complejos orgánicos con Al3+ y 3) hidrólisis de gibbsita. Cualquiera sea el modelo, la disolución de los feldespatos procede de acuerdo con las reacciones 1 y 2:

Obsérvese que los productos de la disolución de los feldespatos son: Na+ (o K+ en el caso de la ortosa o el microclino), ácido silícico y Al3+. El K+ y el Na+ migran fácilmente, ya que forman complejos solubles en un amplio rango de estados diagenéticos (Wood, 1994a), mientras que la solubilidad de la sílice aumenta con el pH y con la temperatura (Williams & Crerar, 1985). Un punto crítico es la extremadamente baja solubilidad del Al2O3, lo cual plantea un serio inconveniente a la hora de explicar la migración del Al3+ desde los feldespatos, condición necesaria para el desarrollo de porosidad secundaria.
El primer modelo de los arriba citados supone que el ion CO3 2- forma complejos inorgánicos solubles con el Al3+, promoviendo de esta forma la eliminación del aluminio del sistema. Sin embargo, la concentración del ion CO3 2- es apreciable sólo a pH superior a 10,3, lo que ha llevado en general a descartar este mecanismo de disolución (Surdam et al., 1984).
Por otro lado, una segunda posibilidad es que el Al3+ migre como complejos orgánicos generados durante la diagénesis de la materia orgánica (Antweiler & Drever, 1983; Surdam et al., 1984). En particular, Surdam et al. (1984) propusieron la migración de Al3+ como complejos de ácidos carboxílicos, los que de acuerdo con su concentración podrían o no disolver simultáneamente al cemento de calcita (véase Surdam et al., 1984: fig. 17). En la reacción 3 se muestra la hipotética disolución de plagioclasa cálcica en medio ácido a partir del ataque con ácido oxálico propuesto por Surdam et al. (1984). En este caso, el Al3+ migra como un compuesto orgánico y el Ca2+ es puesto en solución, favoreciendo eventualmente la generación de cemento carbonático:

Una tercera posibilidad ha sido postulada por Wood (1994a), en la cual el Al3+ precipitaría inicialmente como gibbsita y luego, por hidrólisis, generaría una serie de complejos de hidróxidos de aluminio (conjunto de reacciones 4), solubles sobre todo a bajas temperaturas:

De los tres modelos analizados, la migración de Al3+ como complejos orgánicos parece ser el más coherente en el caso aquí analizado, sobre todo si se tiene en cuenta la estrecha relación observada entre la disolución de feldespatos y la presencia de niveles de pelitas carbonosas y carbones. Apoyando esta idea y tal como surge de las evidencias petrográficas, resulta interesante destacar que el proceso de disolución de los feldspatos parece haber sido más pervasivo en las areniscas de la Formación Lagares que en las de las Formaciones Malanzán y Loma Larga. Esto podría explicarse en los mayores espesores de pelitas carbonosas observados en la primera unidad mencionada (más alta relación pelita/arenisca), lo cual habría sido responsable quizás de la generación de un mayor volumen de ácidos orgánicos. Por otro lado, la falta de vestigios de gibbsita insoluble y la generación de caolinita autigénica asociada a la porosidad secundaria también avalan la génesis propuesta.
En lo que hace a la composición de los feldespatos, ya se ha mencionado el mayor grado de disolución en los clastos de plagioclasa que en los de feldespato potásico (Fig. 6f). Este hecho ya ha sido notado por diversos autores (p. ej. Hayes & Boles, 1992), y posiblemente se deba a los diferentes valores de la constante de equilibrio para varias reacciones de disolución (Wood, 1994a: fig. 3-11). En la figura 12 puede verse que la solubilidad de la plagioclasa, en particular la más cálcica, es mayor que la del feldespato potásico, especialmente a temperaturas eodiagenéticas. Sin embargo, hay que notar que la solubilidad de los feldespatos no es sólo función de la constante de equilibrio de la reacción, sino también de otros factores tales como temperatura, pH e hidrólisis de la gibbsita (Wood, 1994a).


Figura 12. Relación entre K (constante de equilibrio en la reacción de disolución) y temperatura para distintos feldespatos, laumontita y cuarzo. Nótese la fuerte pendiente negativa de los feldespatos, en particular de las plagioclasas más cálcicas. Tomado de Wood (1994a).
Figure 12. Temperature dependence of K (the equilibrium constant) for feldspars, laumontite and quartz in their respective dissolution reactions. Taken from Wood (1994a).

Debe tenerse en cuenta por último que, más allá de los mecanismos analizados, es muy probable que el desarrollo de porosidad secundaria en estas areniscas haya ocurrido antes que se produjera una elevada compactación que cerrara la fábrica y limitara la libre circulación de los fluidos porales. Por otra parte, la presencia de crecimientos secundarios de cuarzo y de abundante caolinita como cementos asociados apuntaría hacia una redistribución local de los elementos provenientes de la disolución de los feldespatos dentro de un sistema relativamente cerrado (Bjørlykke, 1984; Surdam et al., 1989), aunque Stanton& Byrnes (1994) señalaron la posibilidad de que cantidades significativas de aluminio (y posiblemente también sílice) sean exportados fuera del sistema.

Modelo de generación de la porosidad secundaria

En la figura 13 se muestra un modelo que intenta explicar la formación de los distintos tipos de porosidad secundaria aquí reconocidos, más allá de cual haya sido el mecanismo por el cual se produjo la disolución de los feldespatos. Este modelo tiene inicialmente en cuenta las características texturales de las areniscas, reconociéndose así tres tipos principales: A) arenitas medianas y gruesas (matriz <15%); B) arenitas finas y C) arenitas fangosas (matriz >15%).


Figura 13. Modelo de generación de los distintos tipos de porosidad secundaria en las areniscas de la sección inferior del Grupo Paganzo de acuerdo a sus características originales de textura y composición de la fracción clástica. Referencias: F=feldespatos totales; L=líticos totales; Lp=líticos plutónicos; Lm=líticos metamórficos; mét. G-D=método de conteo de Gazzi-Dickinson; mét. tradic.=método de conteo tradicional. Para explicación véase el texto.
Figure 13. Secondary porosity generation model proposed for sandstones of the lower section of Paganzo Group based on their textural and clastic fraction composition characteristics. References: F=total feldspars; L=total rock fragments; Lp=plutonic rock fragments; Lm=metamorphic rock fragments; mét. G-D=Gazzi-Dickinson point-counting method; mét. tradic.=traditional point-counting method. See text for details.

En el caso de las arenitas medianas y gruesas (A en la figura 13), se han reconocido a su vez dos situaciones diferentes, de acuerdo con la composición de la fracción clástica y el grado de liberación de los clastos de feldespatos.
Por un lado, se encuentran las arenitas que muestran una mucha mayor proporción de feldespatos que de fragmentos líticos (F/L>>1; patrón A1 en la figura 13). Se trata de feldarenitas, subfeldarenitas y feldarenitas líticas en las cuales los feldespatos se encuentran liberados como clastos monominerales. En estas rocas, la activa circulación de fluidos porales ácidos habría promovido la intensa disolución de los feldespatos, particularmente de las plagioclasas (P/K muy cercano a cero; Tabla 2; Fig. 6f), dando origen a la porosidad secundaria del tipo 2 (TP2).
Si el aluminio no es eliminado del sistema, precipita en forma de parches de caolinita autigénica, incrementando de esta manera la micro y criptoporosidad y generando el tipo de porosidad 4 (TP4).
Por otro lado, si el contenido de feldespatos en las arenitas continua siendo alto (F/L>1 según el método de Gazzi-Dickinson; patrón A2 en la figura 13) pero los feldespatos no se encuentran liberados como fragmentos monocristalinos sino integrando fragmentos líticos putónicos y metamórficos de grano grueso en litoarenitas (F/L<1 según el método tradicional; Fig. 6a), sólo tiene lugar la disolución parcial de la plagioclasa y muy incipiente del feldespato potásico (P/K mayor que cero; Tabla 2), dando lugar al desarrollo de porosidad secundaria del tipo 1 (TP1). La porosidad de tipo 1 (TP1) también se generaría, cualquiera sea la composición de la arenisca, si un episodio de cementación más o menos temprano inhibe, al menos en parte, la libre circulación de los fluidos porales y la consecuente disolución de los feldespatos.
Otra es la situación que se presenta en el caso de las arenitas finas (patrón B en la figura 13). Estas rocas son en su gran mayoría feldarenitas con alto contenido de cuarzo y feldespatos (Q>F+L; Tabla 2), en las cuales la disminución en el tamaño de grano y el mayor contenido de arcillas y micas detríticas intersticiales provocarían una reducción más severa de la porosidad y la permeabilidad durante la diagénesis con respecto a las areniscas de mayor tamaño de grano (Ehrenberg & Boassen, 1993). En esta oportunidad se habría producido sólo una muy limitada circulación de fluidos porales, promoviendo la escasa disolución de clastos, cemento y matriz y la generación de porosidad secundaria de tipo 3 (TP3).
Por último, vale la pena mencionar el caso de las
arenitas fangosas (patrón C en la figura 13). En estas rocas, más allá de la composición de la fracción clástica, el elevado porcentaje de matriz, y probablemente también la compactación y el desarrollo de cementación temprana, restringirían la circulación de fluidos porales inhibiendo el desarrollo de apreciable porosidad secundaria.
De lo dicho en los párrafos anteriores se desprende entonces una marcada influencia de las características texturales (contenido de matriz y tamaño de grano) en la generación de porosidad secundaria en las areniscas aquí estudiadas. Los valores medidos de porosidad óptica en los intervalos dominados por arenitas de grano mediano, grueso y muy grueso (secciones L1, L4, L5 y L6) resultaron ser en todos los casos sensiblemente mayores a las obtenidas en los intervalos dominados por arenitas muy finas y finas (sección L3), y cercanas a cero cuando abundan las arenitas fangosas (secciones L2 y L3; Fig. 5). Las evidencias de campo y los datos petrográficos señalan asimismo la existencia de una estrecha correlación entre los procesos de disolución y la proporción de niveles de pelitas carbonosas asociadas como causante de la disolución de los feldespatos. En este sentido, es probable que soluciones porales enriquecidas en ácidos carboxílicos y/o carbónico originados por maduración térmica de la materia orgánica (mecanismos 1 y 2) hayan migrado desde los niveles pelíticos adyacentes y posteriormente hayan sido expulsados durante la compactación. Finalmente, debe destacarse la reducción parcial de la porosidad secundaria ocurrida debido a la posterior precipitación de caolinita autigénica y, localmente, a la cementación de calcita (Fig. 13).

Conclusiones

1) Las areniscas de las Formaciones Lagares, Malanzán y Loma Larga, si bien muestran bajos valores de porosidad primaria, presentan un importante desarrollo de porosidad secundaria en determinados niveles estratigráficos. Esta porosidad secundaria se encuentra asociada fundamentalmente a la disolución de feldespatos y, en menor medida, de arcillas (detríticas o autigénicas) y de cemento de calcita.
2) El desarrollo de porosidad secundaria está controlado por factores tales como composición de la fracción clástica (contenido y grado de liberación de los feldespatos) y textura (tamaño de grano y contenido de matriz). Estos factores dependen a su vez del área de procedencia y del ambiente de sedimentación.
3) Las variaciones existentes en cuanto a la distribución, abundancia, forma y tamaño de los sistemas porales revelados mediante la utilización del análisis de imágenes petrográficas (AIP) ha permitido diferenciar cuatro "tipos de porosidad": TP1, TP2, TP3 y TP4. El tipo de porosidad 1 (TP1) corresponde básicamente a mesoporos y macroporos intergranulares, compactos y de baja tortuosidad, generados por disolución de cemento y matriz en litoarenitas gruesas y muy gruesas, en las que los feldespatos aparecen mayormente como subgranos de fragmentos líticos plutónicos y metamórficos. El tipo de porosidad 2 (TP2) está integrado por mesoporos y microporos intra e intergranulares debidos a importante disolución de clastos, matriz y cemento en arenitas medianas a gruesas con abundantes feldespatos como fragmentos monominerales; en este caso los poros son complejos y de mayor rugosidad que en el TP1. El tipo de porosidad 3 (TP3) caracteriza a la porosidad secundaria intergranular por disolución parcial de matriz y cementos en arenitas finas y muy finas, y comprende micro y criptoporos muy rugosos y de alta tortuosidad. Por último, el tipo de porosi
dad 4 (TP4) abarca tanto a micro y mesoporos generados por disolución intensa de plagioclasa y parcial de feldespato potásico, como a la abundante criptoporosidad intercristalina encerrada en parches de caolinita autigénica; la tortuosidad y la complejidad de los poros alcanzan en este caso los máximos valores.
4) El mecanismo involucrado en la generación de la porosidad secundaria estaría relacionado directamente al contenido de materia orgánica incluida en la matriz de las areniscas o bien en niveles de pelitas carbonosas estrechamente asociadas. Dicha materia orgánica sería la precursora de la generación de ácidos carboxílicos responsables de la destrucción parcial a total de gran parte de los clastos de feldespatos.
5) Dentro de los feldespatos, la plagioclasa demuestra haber sufrido un grado de disolución mucho más intenso que el feldespato potásico. Esto se atribuye al mayor valor de la constante de equilibrio de la reacción de disolución, particularmente a temperaturas eodiagenéticas.
6) La caolinita es el cemento mayoritario y casi excluyente en el caso de las arenitas con elevada proporción de feldespatos disueltos. Lo dicho hace suponer que gran parte del Al3+ movilizado no ha sido exportado fuera del sistema, sino que reaccionó con las soluciones porales ricas en sílice formando caolinita autigénica.
7) La disolución de los feldespatos debe haber ocurrido bajo condiciones de soterramiento somero, antes que se produjera un grado importante de compactación. Esto se desprende del hecho de que, cualquiera sea el mecanismo que se acepte para la disolución de los feldespatos, siempre se requiere una importante circulación de los fluidos porales.

Referencias bibliográficas

1. ANDREIS, R. R., R. LEGUIZAMÓN & S. ARCHANGELSKY, 1986. El paleovalle de Malanzán: nuevos criterios para la estratigrafía del Neopaleozoico de la Sierra de los Llanos, La Rioja, República Argentina Boletín de la Academia Nacional de Ciencias de Córdoba 57: 3-119.         [ Links ]

2. ANTWEILER, R. C. & J. I. DREVER, 1983. The weathering of a late Tertiary volcanic ash; importance of organic solutes. Geochimica et Cosmochimica Acta 47: 623-629.

3. AZCUY, C. L., 1975. Miosporas del Namuriano y Westfaliano de la comarca de Malanzán-Loma Larga, provincia de La Rioja, Argentina. I. Localización geográfica y geológica de la comarca y descripciones sistemáticas. Ameghiniana 12: 1-69.         [ Links ]

4. AZCUY, C. & J. MORELLI, 1970. Geología de la comarca Paganzo-Amaná. El Grupo Paganzo. Formaciones que lo componen y sus relaciones. Revista de la Asociación Geológica Argentina 25: 405-429.

5. AZCUY, C., J. MORELLI, D. VALENCIO & J. VILAS, 1979. Estratigrafía de la comarca Amaná-Talampaya. VII Congreso Geológico Argentino, Actas I: 243-256, Neuquén.

6. BEARD, D. C. & P. K. WEYL, 1973. Influence of texture on porosity and permeability of unconsolidated sand. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 57: 349-369.

7. BJØRLYKKE, K., 1984. Formation of secondary porosity: how important is it? En: McDonald, D. & R. Surdam (Eds.), Clastic Diagenesis. American Association of Petroleum Geologists, Memoir 37: 277-286. Tulsa.

8. BLOCH, S., 1994. Petrographic analysis of porosity and permeability. En: Wilson, M., (Ed.), Reservoir Quality Assessment and Prediction in Clastic Rocks. SEPM (Society for Sedimentary Geology), Short Course 30: 247- 258. Tulsa.

9. BODENBENDER, G., 1911. Constitución geológica de la parte meridional de La Rioja y regiones limítrofes. Boletín de la Academia Nacional de Ciencias de Córdoba 19: 5-220.         [ Links ]

10. BRACACCINI, O., 1948. Sobre la presencia de Carbonífero inferior en la sierra de Los Llanos. Boletín de Informaciones Petroleras 25: 63-94.         [ Links ]

11. BUCKE, D. P. & C. J. MANKIN, 1971. Clay-mineral diagenesis within interlaminated shales and sandstones. Journal of Sedimentary Petrology 41: 971-981.

12. CHOQUETTE, P. W. & L. C. PRAY, 1970. Geologic nomenclature and classification of porosity in sedimentary carbonates. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 54: 207-250.

13. CROSSEY, L. J. & D. LARSEN, 1992. Authigenic mineralogy of sandstones intercalated with organic-rich mudstones: integrating diagenesis and burial history of the Mesaverde Group, Piceance Basin, NW Colorado. En: Houseknecht, D. W. & E. D. Pittman (Eds.), Origin, Diagenesis and Petrophysics of Clay Minerals in Sandstones. SEPM (Society for Sedimentary Geology) Special Publication N° 47: 125-144. Tulsa.

14. DI PAOLA, E., 1970. Resultados preliminares del estudio sedimentológico del Grupo Paganzo, en el área tipo Paganzo-Amaná, provincia de La Rioja. Revista de la Asociación Geológica Argentina 25: 383-384.

15. DI PAOLA, E., 1972. Caracterización litoestratigráfica de la Formación Lagares (Carbónico), en Paganzo-Amaná, provincia de La Rioja, República Argentina. Revista de la Asociación Geológica Argentina 27: 99-116.         [ Links ]

16. EHRENBERG, S. N. & T. BOASSEN, 1993. Factors controlling permeability variation in sandstones of the Garn Formation in Trestakk Field, Norwegian continental shelf. Journal of Sedimentary Petrology 63: 929-944.

17. EHRLICH, R., M. C. BOWERS, V. L. RIGGERT & C. M. PRINCE, 1997. Detecting permeability gradients in sandstone complexes-quantifying the effect of diagenensis on fabric. En: Kupecz, J., J. Gluyas, & S. Bloch (Eds.), Reservoir Quality Prediction in Sandstones and Carbonates. American Association of Petroleum Geologists Memoir 69: 103-114. Tulsa.

18. EHRLICH, R., K. O. HORKOWITZ, J. P. HORKOWITZ, & S. J. CRABTREE, 1991. Petrography and reservoir physics I: objective classification of reservoir porosity. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 75: 1547-1562.

19. EHRLICH, R., S. K. KENNEDY, S. J. CRABTREE,& R. L. CANNON, 1984. Petrographic image analysis, I. Analysis of reservoir pore complexes. Journal of Sedimentary Petrology 54: 1365-1378.

20. FOLK, R. L., P. B. ANDREWS, & D. W. LEWIS, 1970. Detrital sedimentary rock classification and nomenclature for use in New Zealand. New Zealand Journal of Geology and Geophysics 13: 937-968.

21. HAYES, M. J. & J. R. BOLES, 1992. Volumetric relations between dissolved plagioclase and kaolinite in sandstones: implications for aluminium mass transfer in the San Joaquin Basin, California. En: Houseknecht, D. W. & E. D. Pittman (Eds.), Origin, Diagenesis, and Petrophysics of Clay Minerals in Sandstones. SEPM (Society for Sedimentary Geology) Special Publication N° 47: 111-123. Tulsa.

22. HEALD, M. T. & R. E. LARESE, 1973. The significance of the solution of feldspar in porosity development. Journal of Sedimentary Petrology 43: 458-460.

23. HOUGHTON, H. F., 1980. Refined techniques for staining plagioclase and alkali feldspars in thin section. Journal of Sedimentary Petrology 50: 629-631.         [ Links ]

24. HURST, A. & P. H. NADEAU, 1995. Clay microporosity in reservoir sandstones: an application of quantitative electron microscopy in petrophysical evaluation. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 79: 563-573.

25. KUPECZ, J., J. GLUYAS, & S. BLOCH, 1997. Reservoir Quality Prediction in Sandstones and Carbonates. American Association of Petroleum Geologists Memoir 69, 311 pp. Tulsa.

26. LIMARINO, C. O., 1987. Paleoambientes sedimentarios y paleogeografía de la sección inferior del Grupo Paganzo en el Sistema del Famatina. Anales de la Academia de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales 39: 149-178.         [ Links ]

27. LIMARINO, C. O., S. N. CÉSARI, & O. R. LÓPEZ GAMUNDÍ, 1996. Las fases climáticas del Paleozoico superior del oeste argentino: su expresión estratigráfica y valor como herramienta de correlación. XIII Congreso Geológico Argentino y III Congreso de Exploración de Hidrocarburos, Actas I: 495-509, Buenos Aires.

28. LIMARINO, C., S. PAGE, A. CASELLI, L. NET, V. LITVAK, & P. GUTIERREZ, 1998. Geología regional. En: Hoja Geológica 2930-III "Chamical". Servicio Geológico Minero Argentino, 87 pp. (inédito).

29. LÓPEZ GAMUNDÍ, O. R., I. S. ESPEJO, & ALONSO, M. S., 1990. Sandstone composition changes and paleocurrent reversal in the Upper Paleozoic and Triassic deposits of the Huaco area, western Paganzo Basin, westcentral Argentina. Sedimentary Geology 66 : 99-111.

30. LÓPEZ GAMUNDÍ, O. R., C. O. LIMARINO, & S. N. CÉSARI, 1992. Late Paleozoic paleoclimatology of Central West Argentina. Palaeogeography, Palaeoclimatology and Palaeoecology 91: 305-329.

31. McBRIDE, E. F., 1987. Diagenesis of the Maxon Sandstone (Early Cretaceous), Marathon Region, Texas: a diagenetic quartzarenite. Journal of Sedimentary Petrology 57: 98-107.         [ Links ]

32. McCREESH, C.A., R. EHRLICH, & S. J. CRABTREE, 1991. Petrography and reservoir physics II: Relating thin section porosity to capillary pressure, the association between pore types and throat size. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 75: 1563-1578.

33. MORELLI, J., C. LIMARINO, S. CÉSARI, & C. AZCUY, 1984. Características litoestratigráficas y paleontológicas de la Formación Lagares en los alrededores de la mina Margarita, provincia de La Rioja. IX Congreso Geológico Argentino, Actas IV: 337-347, San Carlos de Bariloche.

34. NET, L. I., 1999. Petrografía, diagénesis y procedencia de areniscas de la sección inferior del Grupo Paganzo (Carbonífero) en la cuenca homónima. Tesis Doctoral Universidad de Buenos Aires, 498 pp. (inédito).

35. PETROVIC, R., 1976. Rate control in feldspar dissolution - II. The protective effect of precipitates. Geochimica et Cosmochimica Acta 40: 1509-1521.         [ Links ]

36. PETTIJOHN, F. J., P. E. POTTER & R. SIEVER, 1987. Sand and sandstone (2da. ed.). Springer-Verlag, New York, 553 p.

37. PITTMAN, E. D., 1979. Porosity, diagenesis, and production capability of sandstone reservoirs. Society of Economic Paleontologists & Mineralogists, Special Publication 26: 159-174. Tulsa.

38. SCASSO, R. A. & C. O. LIMARINO, 1997. Petrología y Diagénesis de Rocas Clásticas. Asociación Argentina de Sedimentología, Publicación Especial 1, 258 pp. Buenos Aires.

39. SCHOLLE, P. A., 1979. A Color Illustrated Guide to Constituents, Textures, Cements, and Porosities of Sandstones and Associated Rocks. American Association of Petroleum Geologists Memoir 28, 201 pp. Tulsa.

40. SIEBERT, R. M., G. K. MONCURE, & R. W. LAHAN, 1984. A theory of framework grain dissolution in sandstones. En: McDonald, D. & R. Surdam (Eds.), Clastic Diagenesis. American Association of Petroleum Geologists, Memoir 37: 163-175.

41. STANTON, P. T. & A. P. BYRNES, 1994. Measurements of independent variables – open-closed system variables. En: Wilson, M. (Ed.), Reservoir Quality Assessment and Prediction in Clastic Rocks. SEPM (Society for Sedimentary Geology) Short Course 30: 311-319.

42. STERREN, A. F. & M. MARTÍNEZ, 1996. El paleovalle de Olta (Carbonífero): paleoambientes y paleogeografía. XIII Congreso Geológico Argentino y III Congreso de Exploración de Hidrocarburos, Actas II: 89-103, Buenos Aires.

43. SURDAM, R., S. BOESE, & L. CROSSEY, 1984. The chemistry of secondary porosity. En: McDonald, D. & R. Surdam (Eds.), Clastic Diagenesis. American Association of Petroleum Geologists, Memoir 37: 127-149.

44. SURDAM, R., L. J. CROSSEY, E. S. HAGEN, & H. P. HAESLER, 1989. Organic-inorganic interactions and sandstone diagenesis. American Association of Petroleum Geologists Bulletin 73: 1-23.

45. TERRY, R. D., & G. V. CHILINGAR, 1955. Summary of "Concerning some additional aids in studying sedimentary formations", by M. S. Shvetsov. Journal of Sedimentary Petrology 25: 229-234.

46. WHITE, J., B. KIRKLAND, & J. GOURNAY, 1998. Quantitative porosity determination of thin sections using digitized images. Journal of Sedimentary Petrology 68: 220-222.

47. WILLIAMS, L. A. & D. A. CRERAR, 1985. Silica diagenesis, II. General mechanisms. Journal of Sedimentary Petrology 55: 312-321.

48. WILSON, M. D. (Ed.), 1994. Reservoir Quality Assessment and Prediction in Clastic Rocks. SEPM (Society for Sedimentary Geology) Short Course 30, 432 pp. Tulsa.

49. WOOD, J. R., 1994a. Geochemical models. En: Wilson, M. (Ed.), Reservoir Quality Assessment and Prediction in Clastic Rocks. SEPM (Society for Sedimentary Geology) Short Course 30: 23-40.

50. WOOD, J. R., 1994b. Chemical diagenesis. En: Wilson, M. (Ed.), Reservoir Quality Assessment and Prediction in Clastic Rocks. SEPM (Society for Sedimentary Geology) Short Course 30: 119-136.

51. ZUFFA, G. G., 1985. Optical analysis of arenites: influence of methodology on compositional results. En: Zuffa, G. G. (Ed.), Provenance of arenites. NATO Advanced Study Series, Vol. 148: 165-189.

Creative Commons License Todo el contenido de esta revista, excepto dónde está identificado, está bajo una Licencia Creative Commons