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

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Autor:

Yusdany William Garcia
Lavin