Tipos de Cuencas Sedimentarias

1. Introducción

Casi todo el petróleo del mundo se encuentra en cuencas sedimentarias, que son áreas de acumulación de sedimentos. En este libro examinaremos el origen de las cuencas sedimentarias y describiremos su geometría externa. 

La corteza terrestre está compuesta por aproximadamente 20 placas rígidas, formadas por corteza continental gruesa (30–70 km de espesor) o corteza oceánica más delgada (4–20 km de espesor). Estas placas se encuentran en constante movimiento, aunque lento, desplazadas sobre la parte viscoso-líquida del manto superior —la astenosfera (en la isoterma de 1330°C; Fig. 3.11).

El mecanismo impulsor de la tectónica de placas parece ser la convección en el manto superior. La relación entre las placas corticales rígidas y el manto convectivo se ha comparado con la espuma que se forma sobre una mermelada en ebullición: partes de esa espuma se separan, se comprimen o rotan entre sí a medida que la mermelada hierve. Estas mismas relaciones se observan en la corteza terrestre.

Las placas pueden estirarse y fracturarse, comprimirse, o desplazarse lateralmente entre sí. Cada uno de estos procesos —divergencia (extensión), convergencia (compresión y extensión) y strike-slip (o wrench)— puede dar lugar a la formación de cuencas, que presentan geometrías globales diferentes, arquitecturas internas distintas, e historias térmicas y de subsidencia particulares. Las cuencas han sido clasificadas de diversas maneras; aquí adoptamos la clasificación genética  descripta en detalle por Allen y Allen (1990)

2. Cuencas extensionales

Las cuencas extensionales son generadas por el movimiento divergente de las placas tectónicas, a través de dos mecanismos principales. En primer lugar, puede producirse rifting cuando una pluma o lámina térmica impacta en la base de la litosfera (rifting activo): la litosfera se calienta, se debilita y puede romperse. Un ejemplo es el Rift del África Oriental. El segundo mecanismo (rifting pasivo) es el estiramiento y adelgazamiento continental, que ha ocurrido durante todos los grandes episodios de ruptura continental.

La extensión continua eventualmente conducirá a la separación completa de las dos mitades de la placa tectónica afectada y a la generación de corteza oceánica a lo largo de la línea de separación. Las dos mitades de la placa original formarán entonces márgenes continentales pasivos. El par "espejo" más reconocido de márgenes pasivos es el de América del Sur y África, dos partes del supercontinente Gondwana que existió en la parte temprana del Mesozoico.

Distribudión de distintos tipos de márgenes pasivos en el mundo. Reproducido de Berndt, C., Planke, S., Teagle, D., Huismans, R., Torsvik, T., Frieling, J., ... & Hong, W. L. (2019). Northeast Atlantic breakup volcanism and consequences for Paleogene climate change–MagellanPlus Workshop report. Scientific Drilling, 26, 69-85.

El ejemplo de América del Sur y África constituye, sin embargo, un producto final del rifting. La extensión puede atenuarse en prácticamente cualquier etapa del proceso de rift y deriva, y en consecuencia las cuencas pueden formarse en cualquiera de esas etapas. El Mar del Norte es un ejemplo de rifting fallido, denominado en ocasiones failed rift basin.

La interacción entre los efectos tensionales generadores de fallas y la subsidencia causada cuando la corteza se enfría y se vuelve más densa crea diferencias importantes entre cuencas. En el ámbito de la geociencia petrolera, la interacción de estos procesos no solo crea cuencas de geometría diferente que pueden o no desarrollar potencial petrolero, sino que también controla la historia térmica y el movimiento de fluidos en la cuenca. Estos factores, a su vez, controlan el desarrollo y la maduración de la roca madre, así como la diagénesis del reservorio.

2.1. Cuencas intracratónicas: SAGS

Durante mucho tiempo, las cuencas intracratónicas (intracontinentales) fueron consideradas algo enigmáticas. Su denominación alternativa, "sags", ilustra su morfología, que en su mayoría tiende a tener forma ovalada. El relleno sedimentario total aumenta desde los bordes hacia el centro, y las fallas mayores están notablemente ausentes. (poner ejemplo de Michigan) Muchas son antiguas (Paleozoicas o más antiguas) y se asientan sobre corteza aún más antigua (Precámbrica). Se ha postulado que estas cuencas podrían representar el producto de extensión con un grado de estiramiento casi nulo, pero donde el área ha sufrido subsidencia térmica posterior a un levantamiento causado por una pluma o lámina térmica.

2.2. Cuencas de Rift

Las ubicaciones específicas de los rifts pueden seguir antiguas líneas de debilidad (Wilson 1966). Alternativamente,  pueden formarse sobre puntos calientes del manto (hotspots). Estos hotspots provocan un levantamiento térmico y la formación de uniones triples que luego actúan como líneas de rift (Burke & Dewey 1973).

El rifting continental es la etapa inicial de un proceso que puede conducir a la ruptura total de una masa continental y a la generación de corteza oceánica entre las partes fragmentadas, y está frecuentemente asociado con vulcanismo. El grado de levantamiento y la tasa de ruptura están controlados por la magnitud de la perturbación térmica y los esfuerzos aplicados a la placa. Por ejemplo, una placa sometida principalmente a compresión puede experimentar ruptura debido al impacto de una pluma mantélica sobre la litósfera; sin embargo, las fuerzas de confinamiento limitarán la tasa y la magnitud de la extensión a través del rift. La duración de un período de ruptura también es variable y la intensidad del movimiento puede ser episódica. Por ejemplo, el rifting en el Mar del Norte se extendió durante aproximadamente 100 Ma: hubo períodos de ruptura en el Pérmico y el Triásico, relativa quietud en el Jurásico Inferior, un pico de actividad en el Jurásico Superior, y finalmente cesó en el Cretácico Inferior.

2.3. Márgenes Pasivos

La extensión continua finalmente no podrá ser ser acomodada únicamente por la rotación de bloques de falla, y comenzará a formarse corteza oceánica cerca del punto medio del sistema de rift, en el denominado spreading center (Fig. 3.13). Naturalmente, en las etapas más tempranas de formación de corteza oceánica, la configuración de los bloques de falla y el relleno sedimentario en el resto del rift son poco diferentes a los del estado previo. Sin embargo, la proximidad de la pluma mantélica causará gradientes térmicos elevados o muy elevados. Por ejemplo, el Mar Rojo experimenta gradientes térmicos superiores a 100°C km⁻¹ cerca del spreading center y de aproximadamente 60°C km⁻¹ cerca del margen del rift.

El estilo tectónico cambia a medida que el margen pasivo madura. Las fallas extensionales típicas de la fase de rift se vuelven escasas en la fase post-rift. En cambio, las estructuras gravitacionales se vuelven más comunes. Las grandes fallas lístricas (cóncavas hacia arriba), de origen gravitacional, son más frecuentes en áreas con altas tasas de sedimentación, tales como áreas de progradación deltaica. Por ejemplo, a lo largo del margen oriental del Océano Atlántico, grandes estructuras de crecimiento se desarrollan dentro de los paquetes sedimentarios generados por los deltas del Níger y el Congo. También pueden generarse bloques de deslizamiento de gran envergadura. Dingle (1980) identificó antiguos cuerpos deslizados frente a la costa de Sudáfrica, con bloques desplazados de varios cientos de metros de espesor, hasta 700 km de longitud y desplazados hasta 50 km pendiente abajo. En estas situaciones, las superficies de deslizamiento suelen ser sedimentos evaporíticos.

En áreas de baja entrada de sedimentos —es decir, alejadas de los principales deltas— pueden desarrollarse fábricas carbonáticas sobre los bloques de rift hundidos. En estas situaciones, los graben intermedios acumulan detritos carbonáticos provenientes de las plataformas someras.

3. Cuencas generadas por movimiento convergente de placas tectónicas

El movimiento convergente de placas es, por supuesto, compresivo. Sin embargo, la combinación de una distribución inhomogénea de esfuerzos con efectos térmicos similares a los ya descriptos produce también áreas de extensión neta. Por lo tanto, en el ámbito del movimiento convergente de placas pueden generarse tanto cuencas compresionales como extensionales. 

El estilo de desarrollo de cuencas asociado al movimiento convergente de placas es muy variado y depende de la interacción de varios factores, entre ellos los tipos de corteza que convergen: continental-continental, oceánica-oceánica y oceánica-continental. La edad de la corteza oceánica que subduce en el margen también es relevante: a medida que la corteza oceánica envejece y se enfría, se engrosa, y la corteza gruesa tiende a subducir con un ángulo mayor que la corteza delgada. La corteza oceánica particularmente densa y antigua puede  subducir más rápidamente de lo que la convergencia de placas requiere. Esta situación, denominada roll-back, puede generar la migración de la formación de cuencas hacia el océano. Dada esta complejidad, existen múltiples esquemas para categorizar las cuencas desarrolladas durante el movimiento convergente de placas; aquí se utiliza el mismo esquema adoptado por Allen y Allen (1990), distinguiendo cuencas asociadas a arcos y cuencas asociadas a colisiones continentales.

3.1. Sistemas de arco

Los arcos se caracterizan por seis componentes principales (Fig. 3.15; Dickinson & Seely 1979). Desde la placa oceánica subducida hasta la placa cabalgante, estos componentes son:

• Un outer rise sobre la placa oceánica. Se presenta como un arco sobre la llanura abisal, el forebulge flexural de la placa oceánica que subduce.

• Una trinchera (trench). Comúnmente de más de 10 km de profundidad, contiene depósitos pelágicos y turbiditas de grano fino. La trinchera se genera por la subducción de la placa oceánica. Las trincheras no se consideran prospectivas para la exploración petrolera; actualmente su profundidad de agua por sí sola excluye la exploración.

• Un complejo de subducción. Comprende fragmentos apilados de corteza oceánica y su cubierta pelágica, junto con material derivado del arco. Pequeñas cuencas pueden situarse sobre el complejo acrecionario (Fig. 3.15).

• Una cuenca de antearco. Situada entre el complejo de subducción y el arco volcánico. Las provincias petroleras en cuencas de fore-arc son escasas. La Cuenca de Trujillo, en la costa del Pacífico del Perú, es una cuenca de fore-arc de edad Cretácico tardío a Reciente desarrollada sobre corteza continental, y contiene petróleo.

• El arco volcánico (magmático). El magma se genera por fusión parcial de las placas cabalgante y posiblemente subducida cuando esta última se encuentra a una profundidad de entre aproximadamente 100 y 150 km.

• La región de retroarco. Su piso puede ser litosfera oceánica o continental, y puede o no generar una cuenca.  Las cuencas extensionales deretroarco se desarrollan cuando la velocidad del roll-back supera la velocidad de la placa cabalgante. Además, a medida que la cuenca migra hacia el océano, puede verse privada de sedimentos provenientes del continente. Donde existe un equilibrio entre las velocidades de roll-back y de la placa cabalgante, no se desarrolla cuenca alguna. Lo mismo ocurre en situaciones compresivas, donde el roll-back es limitado o inexistente, y estas áreas están dominadas por tectónica de thrust. Las cuencas de back-arc sobre litosfera oceánica tienden a presentar tasas de subsidencia muy elevadas y flujos de calor altos. La Cuenca Central de Sumatra es un ejemplo bien descripto (Eubank & Makki 1981). Donde la región de back-arc está sobre litosfera continental, el área tiende a sufrir subsidencia flexural combinada con tectónica de pliegues y thrust de gran escala. Estas áreas se denominan cuencas de antepaís y son comúnmente provincias petroleras mayores (por ejemplo, la Cuenca del Oeste de Canadá y las cuencas andinas)

3.2. Cuencas de antepaís

La importancia de las cuencas de antepaís como provincias petroleras supera a la de las demás cuencas generadas por movimiento convergente de placas. Estas cuencas presentan típicamente varios miles de kilómetros de largo y son paralelas al arco y a la faja plegada. Sus anchuras varían entre 100 y aproximadamente 300 km, dependiendo de la rigidez de la placa. Son típicamente asimétricas, con la subsidencia máxima hacia la faja plegada y el frente de avance montañoso. 

3.3. Cuencas de strike-slip

Las cuencas strike-slip o wrench se producen donde secciones de la corteza se desplazan lateralmente entre sí. Aunque un sistema de wrench considerado en su conjunto puede tener dimensiones similares a las de un rift, un margen pasivo o un complejo de foreland, las cuencas individuales son mucho más pequeñas que los otros tipos descriptos (Fig. 3.17). Los sistemas strike-slip frecuentemente involucran cierto movimiento relativo oblicuo de las placas a ambos lados. En consecuencia, algunas partes del sistema pueden estar en tensión y otras en compresión. La forma de las cuencas desarrolladas bajo transtensión difiere de las formadas bajo transpresión. Naturalmente, los elementos tensionales y compresivos tienden a producir morfologías similares a las ya descriptas.