Procesos diagenéticos en reservorios carbonatados gasopetrolíferos cubanos

Resumen

Los yacimientos carbonatados gasopetrolíferos cubanos pueden ser colosales, aunque sus poros pueden ser microscopicos, su permeabilidad es muy baja, mientras que los fluidos fluyen a través de sus fracturas. Los carbonatos están compuestos por un grupo limitado de minerales, preferentemente calcita y dolomita. Otros minerales que normalmente están menos presentes en los carbonatos son el fosfato y la glauconita. Las rocas sedimentarias carbonatadas cubanas se diferencian de las rocas sedimentarias siliciclásticas de varias maneras. Las rocas siliciclásticas se forman a medida que los sedimentos son desplazados, se depositan y litifican, o se compactan y cementan una roca sólida, en cambio en las rocas carbonatadas se desarrollan a través de sedimentos biogenéticos formados por actividad geológica, como la creación de arrecifes y la acumulación de restos de organismos en el fondo marino. Dentro de los procesos diagenéticos se pueden diferenciar: (1) Micritización, (2) Compactación, (3) Cementación, (4) Disolución, (5) Recristalización y Dolomitización.

Diagenetic processes in carbonate reservoirs Cuban gasopetrolíferos

Abstract

Cuban gasopetrolíferos carbonate reservoirs can be colossal, but their microscopic pores can be, its permeability is very low, while the fluid flows through the fractures. The carbonates are composed of a limited group of minerals, preferably calcite and dolomite. Other minerals that are normally less carbonates are present in phosphate and glauconite. Sedimentary rocks Cuban carbonated differ siliciclastic sedimentary rocks in several ways. Siliciclastic rocks are formed as sediments are displaced, and litifican deposited or compacted and cemented a solid rock, however in carbonate rocks are developed through biogenic sediments formed by geological activity, such as creating reefs and accumulation of remains of organisms on the seabed. Within diagenetic processes can be differentiated: (1) micritization, (2) compacting, (3) Cementation, (4) Dissolution, (5) recrystallization and dolomitization.

Introducción

El territorio de Cuba (incluyendo su plataforma insular y los cientos de islas menores en ella) posee una singular posición geológica. En los cortes mesozoicos cubanos, formados a partir de la desintegración de Pangea en el Jurásico y los eventos posteriores, se distinguen cuatro dominios paleogeográficos y paleotectónicos (Cobiella-Reguera, 2000), extendidos en fajas que siguen aproximadamente el rumbo de Cuba (Figura 1): a) Secuencias de un paleomargen pasivo septentrional (PPS); b) el cinturón ofiolítico septentrional; c) terreno de arcos volcánicos cretácicos (TAVK); y d) macizos metamórficos meridionales (secuencias mesozoicas metamorfizadas de un paleomargen pasivo meridional).

Las secuencias del PPS aparecen en afloramientos discontinuos desde la Cordillera de Guaniguanico, en el occidente cubano, hasta Maisí, en el extremo oriental del país. Los datos de geofísica y las perforaciones profundas muestran que en el subsuelo se extienden por todo el norte del país (Echevarría-Rodríguez et al., 1991; Linares-Cala, 1999). Al oeste del lineamiento Camaguey sobre los depósitos mesozoicos del PPS yacen las capas sedimentadas en el flanco sur de una cuenca de antepaís.

Figura 1. Mapa tectónico de las unidades precenozoicas de Cuba. (Tomado de Cobiella-Reguera, 2000)

La compleja estructura regional ha determinado la existencia de variadas interpretaciones de la tectónica del occidente cubano. Sin embargo, desde mediados del pasado siglo, las investigaciones geológicas más detalladas fueron estableciendo la existencia de una tectónica de cabalgaduras para las secuencias del Jurásico Superior-Eoceno Inferior de las montañas de la Cordillera de Guaniguanico (Harten, 1967; Meyerhoff en Khudoley y Meyerhoff, 1971; Piotrowska, 1978; Pszczolkowski, 1978,1994), confirmada en trabajos de cartografía más detallados en las décadas de 1980 1990 (Martínez y Vázquez, 1987; Martínez et al. 1991; Cobiella-Reguera et al., 2000).

La provincia gasopetrolífera norte cubana (Figura 2) se localiza en la parte septentrional de la isla, presenta una extensión de aproximadamente 1000 km de largo y entre 80 y 100 Km de ancho en ella se incluyen las rocas del margen continental. Las secuencias sellantes de la provincia gasopetrolífera norte cubana representa una serie de formaciones orogénicas compuestas fundamentalmente por rocas terrígenas con componentes silíceo arcillosos y carbonatados. Estas secuencias están representadas en Cuba Occidental por la Formación Manacas y en Cuba Central por las Formaciones Vega Alta, todas con una edad del Paleoceno al Eoceno Inferior.

Figura 2. Provincias Petroleras Cubanas.

Microfacies de las formaciones carbonatadas cubanas

Las formaciones carbonatadas cubanas, por lo general, presenta como microfacies principales el Wackestone bioclástico en un 38 %, Mudstone calcáreo en ocasiones arcillosos y escasos bioclastos en un 20 %. Amabas microfacies alternan entre sí y con la microfacie subordinada de arcilla – argilita algo calcárea (17 %) y pedernal radiolárico, roca silíceo arcillosa (13 %). Menos frecuente tenemos las microfacies de Packestone intraclástico peloidal (6 %). Estas calizas clásticas presentan a veces fracción arenosa de cuarzo, plagioclasa, glaucomita autígena, efusivos oxidados. Junto a las anteriores tenemos microfacies silisiclásticas de grano fino a medio como areniscas – limonitas polimícticas, cuarcíferas u oligomícticas de matriz arcillosas (6 %) que marcan el carácter turbidítico de la formación.

Principales procesos diagenéticos creadores de la porosidad

Aunque la porosidad primaria no es un proceso diagenético en sí, sí lo son los factores que deben combinarse para que esta exista. La mayoría de la porosidad registrada en los reservorios carbonatados cubanos, es secundaria, sin embargo, es posible que hayan existido procesos que condicionaron la preservación de una pequeña parte de la porosidad primaria, esta porosidad se ve en nuestros carbonatos de textura fina básicamente como microporosidad.

Figura 3. Microfacies de Wackestone (formación Carmita, Cuba Central). Fracturas cementadas (a) con calcita que han sido corroídas (b) y posteriormente rellenas de HC.

El concepto de microporosidad varía según distintos autores, en diferentes escenarios geológicos y además, teniendo en cuenta las características de cada fluido en particular. Actualmente la corrosión es considerada un fenómeno muy interesante que también puede crear espacio poroso en los carbonatos. El proceso de migración de hidrocarburos es un evento excepcional el cual, debido a las grandes presiones y temperaturas en que comienza lleva delante (rollfront) un enorme cantidad de fluidos que también van creando espacio poroso (fluidos enriquecidos en CO2, sulfhídrico, flúor) (Figura 3).

La dolomitización (Figura 4) depende del balance final de la cantidad de CaCO3 que se disuelva y la cantidad de CaMgCO3 que precipite, si la disolución es mayor que la precipitación entonces quedará espacio poroso, de lo contrario la porosidad será destruida o cementada.

Figura 4. Bandas dolomíticas con porosidad intercristalina con bitumen y/o MO (Formación Carmita, Cuba Central). Probable dolomita temprana, formada por reemplazamiento de CaCO3 por dolomita, el origen pudiera ser la infiltración de aguas magnesianas provenientes de zonas poco profundas.

Con anterioridad se pensaba incluso que la dolomita generalmente crea espacio poroso en los carbonatos debido a que el reemplazamiento de este mineral por la calcita implicaba una reducción volumétrica de un 12-13% por sustitución molecular. Es necesario señalar que los reservorios dolomíticos son muy perseguidos hoy en día por los exploradores, estos tienen la propiedad de mantener excelentes porosidades incluso a más de 2000 m de profundidad. El esqueleto mineral formado por romboedros de dolomita es muy resistente a la compactación profunda. Los reservorios carbonatados cubanos no son dolomíticos, este mineral sólo aparece de manera subordinada.

En términos generales podemos señalar que la dolomitización en los reservorios carbonatados cubanos, se manifiesta de dos formas fundamentales, respondiendo probablemente a procesos diagenéticos diferentes. Como mineral neomórfico o estiloreactivo, resultado de la precipitación a partir de residuos insolubles en juntas de disolución y/o estilolitos, donde frecuentemente coexiste con MO o bitumen oxidado. Como resultado de la precipitación de la dolomita en bandas que alcanzan desde algunos centímetros hasta unos metros. Probablemente como resultado de la disolución de calcita original debido a acción de fluidos provenientes de influjos superficiales o acuíferos profundos enriquecidos en Mg.

Durante el enterramiento profundo lo primero que ocurre a un carbonato es la compactación mecánica, en determinadas condiciones de mayor profundidad y peso de la columna estratigráfica, la compactación es tal que ya los granos componentes de las rocas, tanto finos como gruesos, comienzan a contactar unos con otros cada vez más y más (empaquetamiento). Bajo estas condiciones comienza a desarrollarse la compactación química, aunque esta es generalmente relacionada con la destrucción de porosidad, ella provoca que se creen aberturas en la roca que en determinadas condiciones pueden permitir el paso de fluidos. En 1975, Lloyd fue el primero en introducir el término de compactación química para referirse a la pérdida de porosidad en los carbonatos sin introducción de CaCO3 desde fuentes externas.

Existen tres formas fundamentales en que se manifiesta la compactación química (Figura 5). Juntas de disolución, también se le denominan colas de caballo (horsetails), juntas residuales, superficies de disolución, estilolitos en manojo, juntas arcillosas y microestilolitos. Representan superficies de disolución y generalmente ocurren en calizas de grano fino y carbonatos con componente arcilloso. Los estilolitos son similares a juntas de disolución pero son más cerrados, de mayor amplitud y ocurren con mayor frecuencia en carbonatos de grano grueso (packstone y grainstone).

Figura 5. Evidencias de compactación química (Formación Carmita). A) Estilolitos (E) y B) superficies o juntas de disolución (JD). A) y B) En ambos casos estas contienen bitumen y MO.

Las juntas de disolución (Figura 5) que tenemos son siempre paralelas a los estratos y es muy probable que se hayan formado a través de horizontes deposicionales enriquecidos en arcilla. Los estilolitos por su parte pueden ser paralelos (origen similar a las juntas, durante la etapa de deriva) o perpendiculares a los estratos (formados tal vez durante la orogenia a finales del Cretácico), cuando muchos estilolitos se entrecruzan pueden provocar brechamiento. Es muy probable que durante la colisión, estas juntas y estilolitos se hayan abierto y propiciaran así el paso de fluidos, por otra parte constituyeron horizontes de pequeños desplazamientos dentro de las masas rocosas. Se debe señalar además que debido a la cantidad de residuo insoluble, MO y material arcilloso presentes en estas juntas, pueden perfectamente actuar como barreras de permeabilidad a movimientos de fluidos verticales cuando tienen un gran desarrollo y ocupan espacios considerables.

Las fracturas (Figura 6) son de suma importancia en nuestros reservorios carbonatados de textura fina las fracturas. Como tal no constituyen un proceso diagenético, pero unidas a aquellos contribuyen a la calidad del colector. Estas se presentan en varias generaciones, tanto perpendiculares como oblicuas o verticales a dirección de estratos, a veces cementadas generalmente por calcita, con frecuencia rellenas de bitumen o petróleo. Con frecuencia pueden confundirse con superficies de disolución, a diferencia de las fracturas (generalmente rectas), las primeras casi siempre tienen un carácter más sinuoso u ondulado, aunque en carbonatos bien estratificados pueden ser también rectas.

Figura 6. Estilolitos y junta de disolución entrecruzados (brechamiento) (Formación Carmita, Cuba Central). Es muy probable que durante la colisión, estas juntas y estilolitos se hayan abierto y propiciaran así el paso de fluidos

Principales procesos diagenéticos destructores de la porosidad

La micritización (Figura 7) es un proceso originado por la acción conjunta de la erosión biológica y la abrasión mecánica. La erosión biológica la llevan a cabo microorganismos que perforan la estructura de la partícula, rellenándose posteriormente por barro calcáreo. Este proceso se considera típicamente como de diagénesis temprana.

Como se había explicado anteriormente, la compactación es uno de los fenómenos que más afecta la porosidad en los carbonatos. Por ejemplo, los carbonatos como los cubanos, de textura fina (mudstone, wackestone) son drásticamente afectados por procesos de compactación, tanto es así que bajo condiciones normales un fango de nannoplancton tiene una porosidad primaria de 70% en la interfase agua-sedimento, a sólo 11 m de enterramiento la porosidad ya es reducida a un 35% aproximadamente, a 2 000 m a un 15% y a 3000 m a menos de 1% de porosidad.

Figura 7. Micritización en la Formación Carmita (Cuba Central).

La compactación química (Figura 8) se trató cuando se mencionó el proceso de estilolitización. No obstante, esta es el resultado de un enterramiento profundo considerable al cual se relaciona la destrucción de porosidad. Cuando producto a esta compactación se crean muchas superficies de disolución de gran desarrollo, estas generalmente contienen material arcilloso que localmente pueden constituir barreras de permeabilidad y afectar la calidad del reservorio.

Otro proceso es la cementación (Figura 9), caracterizada por el crecimiento de cristales espacios preexistentes a partir de la precipitación desde soluciones saturadas. Estos espacios pueden ser tanto interpartículas como intrapartícula. Uno de los resultados finales más importantes de la cementación es la litificación del sedimento y pérdida de porosidad Tanto los carbonatos de textura fina como gruesa están expuestos a la cementación, esta ocurre en varias etapas de la evolución de estas rocas. Los cementos aparecen tanto en fracturas como en espacios intergranulares, intercristalinos y cavidades. La recristalización (Figura 10), es el paso de micrita a microesparita y posteriormente a pseudoesparita, obteniéndose cristales de gran tamaño (pseudoesparita). El proceso de dolomitización (Figura 11), se refiere al reemplazo de calcita a dolomita, que puede llegar hacer total.

Figura 8. Compactación reduciendo la porosidad en la Formación Carmita, Cuba Central).

Figura 9. Espacios intergranulares cementados por esparita en grainstone de la Formación Carmita (Cuba, Central).

Figura 10. Recristalización en la Formación Carmita.

Figura 11. Proceso de dolomitización destruyendo la porosidad total de las rocas de la Formación Carmita, Cuba Central.

Conclusiones

Bibliografía

Cobiella-Reguera, J., 2000. "Jurassic and Cretaceous geological history of Cuba": International Geology Review, 42(7), 594-616.  

Echevarría-Rodríguez, G., Hernández-Pérez, G., López-Quintero, J., López-Rivera, J., Rodríguez-Hernández, R., Sánchez-Arango, J., Socorro-Trujillo, R., Tenreyro-Pérez, R., Yparraguire-Pena, J., 1991. Oil and gas exploration in Cuba: Journal of Petroleum Geology, 14(3), 259-274.  

Hatten, C., 1967, Principal features of Cuban geology: Discussion: American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 51, 780-789.    

Khudoley, K., Meyerhoff, A., 1971, Paleogeography and Geological History of Greater Antilles: Boulder, Colorado, Geological Society of America Memoir 129, 199 p.      

Linares-Cala, E., 1999. Manifestaciones superficiales y someras de hidrocarburos y aguas sulfurosas en Cuba: relaciones con unidades tectonoestratigráficas y yacimientos gasopetrolíferos: Minería y Geología, 16(2), 39-45.  

Martínez, D., Vázquez, M., 1987, Alturas Pizarrosas del Norte, extremo occidental de la subzona Sierra del Rosario, en Memorias del III Encuentro Científico-Técnico de Geología: Sociedad Cubana de Geología, Filial Pinar del Río, 57-71.    

Martínez, D., R. Fernández de Lara, R. Pelea, M. Váquez, E. Barrios, A. Valido, R. Reinoso, J.C. Chang, O, Fernández, R. Denis, L. Gómez, D. García, S. Gil, P.H Pérez, R. Reyes, M. Valdivia, R. Núñez, R. Pérez y J. Piz (1991). "Informe sobre los resultados del Levantamiento Geológico y Prospección a Escala 1: 50 000 Pinar – Habana", Arch. ONRM.

Piotrowska, K., 1978. Nappe structure of Sierra de los Órganos, western Cuba: Acta Geológica Polonica, 28, 97-170.     

Pszczolkowski, A., 1978, Geosynclinal sequences of the Cordillera de Guaniguanico in western Cuba: their lithostratigraphy, facies development and paleogeography: Acta Geológica Polonica, 28(1), 1-96.        

Pszczolkowski, A., 1994. Geological cross-sections through the Sierra del Rosario thrust belt, western Cuba: Studia Geológica Polonica, 105, 67-90.    

Autor:

Yusdany William Garcia Lavin