Evolución de cuencas sedimentarias

1. Introducción

A medida que una cuenca se desarrolla, los sedimentos se van enterrando, pero también se levantan,  en distintos momentos y a diferentes tasas, dependiendo de una variedad de controles: subsidencia tectónica, fuerzas tectónicas de compresión e inversión, cambios en la temperatura en la base de la litosfera y flexura litosférica. Todos estos factores dan forma a la secuencia de sedimentos y discordancias (interrupciones en el registro sedimentario) que quedan preservadas en el registro rocoso.

El punto de partida para desentrañar la historia de una cuenca es la secuencia vertical de rocas, obtenida mediante la perforación de un pozo o a través de la exposición en afloramientos. Una vez que los tipos de roca (litologías) y sus edades han sido correctamente identificados y los espesores establecidos, es posible realizar un análisis preliminar de la historia de enterramiento. A medida que se recopila más información, es posible analizar la manera en que las rocas se han alterado por cambios en la temperatura, el estrés y el paso de fluidos. Estos factores habrán contribuido a determinar si los reservorios son de buena o mala calidad, si las rocas madre están maduras para la generación de petróleo, y el tiempo relativo tanto de la maduración/migración del petróleo como del desarrollo de las trampas.

2. Subsidencia

Existen dos controles principales sobre la subsidencia: el tectónico, debido a las fuerzas extensionales y compresionales que actúan sobre la litosfera; y el térmico, debido a cambios en el flujo de calor litosférico. Un tercer factor acoplado es la respuesta de la litósfera simplemente a la carga de sedimento que actúa hacia abajo sobre ella, lo que provoca subsidencia adicional creando mayor espacio para la depositación.

Las cuencas de sag creadas exclusivamente por el impacto de una pluma mantélica presentan una historia temprana de erosión en la base de la columna litológica, con la máxima erosión cerca del centro de la pluma. Por otra parte, la magnitud de la subsidencia es mayor en el centro, disminuyendo a cero a una distancia típica de 500–1000 km. Un buen ejemplo es la pluma del Jurásico medio que afectó el área central de lo que hoy es el Mar del Norte (Underhill & Partington 1993). Este sag se superpone a la parte temprana de la historia de rift de la cuenca. Underhill y Partington (1993) utilizaron una combinación de descripción detallada de rocas y edades para demostrar cómo una pluma mantélica causó levantamiento y creó erosión profunda en el centro de la cuenca, con extrusión de lavas asociadas al volcanismo sobre la pluma. Cuando la pluma cesó, la relajación y contracción térmica de la litosfera continental indujo una subsidencia que queda documentada en el onlap progresivo de los sedimentos que rellenan la cuenca.

En las cuencas de rift, creadas por el estiramiento y adelgazamiento de la litosfera continental, tanto las fuerzas tectónicas como las de origen térmico actuarán inicialmente en forma conjunta pero en direcciones opuestas. McKenzie (1978) demostró que la subsidencia tectónica supera el levantamiento térmico (debido a la expansión de la litosfera) cuando la corteza supera los aproximadamente 18 km de espesor. La principal evidencia de este estiramiento se encuentra en grandes fallas lineales que cortan profundamente la corteza superior y en bloques de falla que se han inclinado en respuesta a los esfuerzos generados. La subsidencia crea espacio para que se depositen los sedimentos syn-rift tempranos. En ocasiones, si superan el nivel de base —como ocurrió durante la historia miocena de extensión del Golfo de Suez (Steckler 1985)—, los bloques de falla inclinados son erosionados. Dado que la litosfera ha sido adelgazada y la base de la litosfera (la isoterma de 1330°C) ha sido elevada, el flujo de calor a través de la corteza y el manto es mayor que antes del estiramiento. La respuesta al cese del estiramiento es una reducción del flujo de calor a medida que la litosfera se enfría y recupera gradualmente su espesor original (aproximadamente 125 km). El enfriamiento induce contracción y la subsidencia adicional crea más espacio para la depositación de los sedimentos post-rift.

En las cuencas de antepaís (foreland), la subsidencia se genera en respuesta a la carga litosférica. La carga generada por el acortamiento cortical, a su vez producto de las fuerzas tectónicas compresivas, ejerce presión sobre la litósfera. La carga actúa como un peso en el extremo de una viga en flexión, creando tanto áreas de levantamiento como áreas de subsidencia (Fig. 3.20). Consideremos un punto en la superficie terrestre conforme una gran cuña sedimentaria avanza hacia él: primero se produce un levantamiento debido al efecto del bulge periférico, el más alejado de la carga. Este bulge genera una discordancia si las rocas subyacentes son elevadas y erosionadas. A medida que la carga se acerca, la subsidencia toma el control y se depositan los primeros sedimentos. Cuando la carga se transfiere aún más cerca, la tasa de subsidencia aumenta, hasta que finalmente las fuerzas tectónicas socavan la cuenca e incorporan los sedimentos a la propia carga.

La subsidencia asociada a las cuencas strike-slip tiende a crearse por una combinación de las fuerzas ya descriptas. Las fuerzas tectónicas son dominantes y la magnitud de la rápida subsidencia que se genera en los pull-apart basins puede ser considerable. La Cuenca de Ridge, en California, por ejemplo, posee un espesor acumulado de sedimentos superior a 12,0 km (40.000 ft), y los sistemas strike-slip del Mar Muerto y de California contienen cada uno más de 10 km de sedimentos neógenos. Dado que estas cuencas son pequeñas y la sedimentación es rápida, los cinturones de facies suelen estar atenuados: conglomerados y brechas gruesas adyacentes a las fallas limitantes pueden pasar rápidamente a abanicos aluviales y luego a fangos lacustres. Además, la fuerte influencia tectónica sobre las cuencas individuales dificulta frecuentemente la correlación de una cuenca con su vecina próxima; de hecho, los rellenos de cuencas adyacentes pueden ser bastante diferentes.

A medida que el wrenching continúa, una cuenca y su relleno pueden desconectarse de las áreas fuente de sedimento. Tales efectos son observables en sistemas de wrench modernos, donde los patrones de drenaje de ríos son comúnmente desplazados a través del sistema. Una segunda consecuencia de la fluctuación temporal y espacial entre transpresión y transtensión es que las cuencas individuales tienden a ser de corta vida: cada una puede pasar por un ciclo completo de formación, relleno, levantamiento y denudación en unos pocos millones de años, o en algunas decenas de millones de años. Así como el movimiento lateral genera sistemas de fracturas y fallas sigmoidales, también tiende a generar trazas de pliegues en echelón cuando opera la transpresión.

Vistas en sección transversal, estos sistemas tienden a exhibir las estructuras en flor (flower structures), altamente características (Fig. 3.21). Las consecuencias térmicas de la tectónica strike-slip se limitan a estos pull-apart basins, donde el flujo de calor localmente elevado puede generar levantamiento seguido de subsidencia.

3. Aporte de sedimentos

La velocidad a la que el espacio creado por las fuerzas tectónicas y térmicas es rellenado depende de la disponibilidad de sedimentos. El tipo de sedimento, además, depende del clima y de la naturaleza del aporte sedimentario. Ciertos patrones de acumulación sedimentaria pueden utilizarse para caracterizar determinados tipos de cuencas.

En las cuencas de rift, la historia de subsidencia temprana controlada por fallas y de rápida acumulación genera sedimentos gruesos, no marinos, de origen aluvial y fluvial, de procedencia local y frecuentemente inmaduros tanto textural como mineralógicamente. El rifting continuo y la subsidencia asociada eventualmente conducirán a la inundación de la cuenca por el mar; sin embargo, la conexión entre el nuevo mar y su océano hospedante suele ser deficiente. Esto puede tener consecuencias importantes para los patrones de sedimentación. En áreas donde la conexión entre el nuevo mar y el océano hospedante se interrumpe periódicamente y el clima es árido, la evaporación puede conducir a la formación de espesas secuencias de anhidrita, halita y otras evaporitas.

Otra consecuencia de la formación de una cuenca restringida es que la renovación del agua puede ser limitada, lo que puede ocurrir tanto en las cuencas áridas y evaporíticas descriptas como en aquellas donde una combinación de clima húmedo y conexión con el océano hospedante mantiene el nivel del mar en la cuenca. La estagnación (estancamiento) de la columna de agua favorece la formación de sedimentos ricos en materia orgánica, los cuales pueden convertirse en rocas madre de petróleo (Sección 3.7). Las etapas tardías de las cuencas de rift se caracterizan por una transgresión marina y sedimentos marinos progresivamente más finos y de aguas más profundas, a medida que la subsidencia supera el aporte sedimentario. Los márgenes continentales pasivos son el ejemplo típico de este patrón sedimentario, y numerosos ejemplos han sido documentados mediante perforación frente a las costas de África y el noroeste de Australia. El espesor sedimentario varía: algunas partes de un margen continental pueden estar caracterizado por escaso aporte de sedimentos, mientras que otras áreas, como los deltas, pueden contener decenas de kilómetros de sedimentos. El sedimento también puede derivar del área costera y canalizarse a través de cañones submarinos hasta depositarse en la base del talud continental o en la llanura abisal.

En las cuencas de foreland, los depósitos más tempranos se acumulan cuando la carga que se aproxima influye en el emergente "foreland bulge". Como la fuente de sedimentos todavía se encuentra lejos, los sedimentos serán probablemente calizas (en aguas someras sin aporte clástico) o clásticos de grano fino como fangos. A medida que la cuña de thrust de sedimentos y otras rocas del basamento se aproxima, el aporte sedimentario aumenta y los sedimentos se vuelven progresivamente más gruesos. En una cuenca de foreland alpina, esta secuencia se denomina "flysch" e incluye tanto fangos de aguas profundas como areniscas de turbidita intercaladas. Luego se produce una transición desde rocas clásticas de aguas profundas a someras (sedimentos marino-costeros), seguida de la emergencia y rápida depositación de clásticos gruesos en condiciones fluviales/aluviales; en el foreland alpino, esta secuencia se denomina "molasse". En síntesis, una cuenca de foreland presenta una historia temprana en la que la tasa de sedimentación es más lenta que la tasa de subsidencia (sedimentos de grano fino depositados en aguas cada vez más profundas con el tiempo), y en una etapa posterior el aporte sedimentario supera la tasa de subsidencia (aunque ésta continúa aumentando), lo que genera una secuencia de granodecrecimiento hacia arriba (sedimentos más gruesos y aguas más someras con el tiempo).

4. Historia de enterramiento

La historia de enterramiento de una secuencia vertical de rocas se reconstruye a partir de información de edad y profundidad. La profundidad se registra durante la perforación y el perfilaje de pozos, o mediante la medición de secciones sedimentarias en afloramientos. La determinación de edades variará en su detalle según el tipo de material disponible (ripios de perforación, testigo corona o afloramiento) y cualquier correlación con otras rocas de edad conocida.

La técnica de backstripping se utiliza para trazar la curva de enterramiento: la historia de enterramiento de cada unidad se reconstruye removiendo secuencialmente el espesor de las capas suprayacentes, asignando a cada nueva edad los límites cronológicos conocidos (Fig. 3.22a). Con frecuencia se adoptan dos supuestos iniciales en el primer intento: (1) que no existe compactación y (2) que todos los sedimentos se depositaron al nivel del mar. En reconstrucciones ulteriores es necesario estimar la compactación y las paleobatimetrías. La compactación solo puede considerarse cuando se conoce la litología y se asume una estimación de su comportamiento de compactación. Las paleobatimetrías se basan generalmente en datos de microfauna bentónica, interpretados como representativos de intervalos de profundidad específicos.

La compactación mecánica es la pérdida progresiva de porosidad debida a los esfuerzos impuestos, y conlleva una reducción del espesor de la unidad sedimentaria original a medida que el agua es expulsada de la roca. A medida que la roca pierde porosidad y se vuelve más rígida, la tasa de pérdida de porosidad disminuye. Al reconstruir una historia de enterramiento, la tasa de compactación mecánica se determina a partir de relaciones típicas de porosidad-profundidad o porosidad-esfuerzo efectivo, para las cuales se necesita una porosidad inicial (o depositacional). Las lutitas y los fangos carbonáticos tienen típicamente una porosidad inicial de aproximadamente 60–80%, mientras que las areniscas presentan una porosidad inicial de alrededor del 40% (Sección 5.6). La tasa de declinación de la porosidad es más rápida en las lutitas que en las areniscas, con la compactación mecánica resultando en una porosidad de entre 5% y 15% a los 4,0 km. En las areniscas, la compactación mecánica se completa en gran medida cuando la porosidad ha sido reducida a aproximadamente el 25%.

5. Historia Térmica

La base de la litosfera está definida por la isoterma de 1330°C. El calor fluye continuamente desde aquí hacia la superficie terrestre. La historia térmica de las rocas en cuencas es determinada por las condiciones de contorno de temperatura superficial (fría en regiones polares y cálida en regiones ecuatoriales) y el flujo de calor basal. Las temperaturas en los puntos intermedios están controladas por las conductividades térmicas de los sedimentos. Estos parámetros están vinculados mediante la ecuación del flujo de calor:

Q=−K⋅dZ/dT

donde Q es la componente vertical del flujo de calor, K es la conductividad térmica y 

es el gradiente geotérmico (Blackwell & Steele 1989). Los gradientes de temperatura pueden determinarse a partir de pozos petroleros mediante medición directa. Los perfiles detallados de temperatura a través de cuencas sedimentarias son escasos; los pozos perforados en búsqueda de petróleo y gas constituyen la fuente primaria de medición directa de temperatura en cuencas sedimentarias. 

Las condiciones de contorno de temperatura superficial y flujo de calor basal varían a lo largo del tiempo durante la evolución de una cuenca sedimentaria. A lo largo del tiempo geológico durante el cual la cuenca evoluciona, la conductividad térmica de los sedimentos va cambiando debido al enterramiento y la compactación. Además, las condiciones de contorno también, o sea el flujo de calor basal, y la temperatura superficial, también sufren cambios. Para modelar estas condiciones generalmente se utilizan modelos computacionales sofisticados que permiten estimar la historia térmica de la cuenca.

¿Por qué saber esto es importante?

La temperatura controla la maduración de las rocas madre, aunque el tiempo también es importante. Utilizando la ecuación de Arrhenius (la tasa de reacción aumenta exponencialmente con la temperatura), puede evaluarse el efecto acumulado de la variación de temperatura a lo largo del tiempo sobre la maduración. El modelado de cuencas se utiliza rutinariamente para estimar el momento de maduración de las rocas madre y la disponibilidad de fluidos petrolíferos para el llenado de reservorios y trampas. 

Los parámetros utilizados para estimar los efectos acumulativos de la historia térmica de los sedimentos incluyen la reflectancia de la vitrinita (%Ro), y el T_max, entre otros indicadores. La reflectancia de la vitrinita es el método más común, ya que es una técnica óptica relativamente sencilla y por ende económica. La vitrinita es un componente frecuente de la materia orgánica sedimentaria, y su reflectancia aumenta de manera consistente en función de la temperatura a la que ha sido sometida. Los gráficos de reflectancia de vitrinita a intervalos regulares de muestreo a lo largo de una sección de pozo proporcionan información valiosa sobre la historia geotérmica y también una manera de estimar el nivel de maduración de los intervalos de roca madre.