UNIVERSIDAD VERACRUZANA FACULTAD DE CIENCIAS QUIMICAS INGENIERÍA PETROLERA
EXPERIENCIA EDUCATIVA:
GEOLOGÍA DE CUENCAS SEDIMENTARIAS INGENIERÍA PETROLERA
TEMA: “CUENCAS PETROLÍFERAS DE MÉXICO”
Equipo No. 1
BONFIL ECHAVARRÍA CARLOS
LÓPEZ RAMÍREZ ERIKA
QUIANÉ RUÍZ JORGE
RIVERA MORALES SERGIO MANUEL
TITULAR DE LA E.E. DOCTOR LUIS FELIPE SÁNCHEZ DÍAZ
SECCIÓN: INGENIERÍA PETROLERA 201
COATZACOALCOS, VER; A 08 DE ABRIL DEL 2012
CUENCA PETROLERA: SABINAS Introducción Una cuenca sedimentaria es una depresión en la corteza terrestre que a través del tiempo geológico (millones de años) es rellenada por sedimentos, los cuales por efec efecto to de pres presió ión n y tempe empera rattura ura se trans ransfo form rman an en roca rocas. s. Las cuen cuenca cass sedimentarias son el hábitat natural de ocurrencia de los hidrocarburos. En Méxi México co se han han podi podido do iden identitififica carr 16 cuenc cuencas as sedi sedime ment ntar aria iass con con potenc potencia iall petrolero: petrolero: Sabinas, Burgos, Tampico, Misantla, Misantla, Veracruz, Veracruz, del Sureste, Sierra Madre Oriental, Golfo de México Profundo, Sierra de Chiapas, California, Golfo de California y Chihua Chihuahua. hua. Las cuencas cuencas de Sabina Sabinas, s, Burgos Burgos y Veracru Veracruzz son primor primordia dialm lment ente e gasíferas. La expl explor orac ació ión n petr petrol oler era a en la cuenc cuenca a Sabi Sabina nass inic inició ió en 1921 1921 por por comp compañí añías as extranjeras, extranjeras, continuando continuando su actividad actividad ya como industria industria nacional nacional en 1938. El primer descu descubr brim imie ient nto o se reali realizó zó en 1974 1974 con con el camp campo o Moncl Monclov ova-B a-Bue uena na Suer Suerte te con con producción de gas no asociado en rocas del Cretácico Inferior, a la fecha se tienen cuatro plays establecidos, dos de edad Jurásico Superior (La Gloria y La Casita) y dos del Cretácico Inferior (Padilla y La Virgen), los cuales han producido 434 miles de millones de pies cúbicos de gas a partir de 23 campos descubiertos, 18 de estos campos se encuentran activos con una reserva total remanente de 53 millones de barriles de petróleo crudo equivalente.
LOCALIZACIÓN DE LA CUENCA SABINAS. La Cuen Cuenca ca de Sabi Sabina nass se localiza entre el Centro y el Nore Norest ste e de Méxi México co,, en la parte central del Estado de Coah Coahui uila la y occi occide dent ntal al de Nuevo León.; comprende un área de 37 000 km2. Esta limitada al sur con las Provincias Provincias Cinturón Cinturón Plegado Plegado de la Sierra Madre Oriental, Parras–La Popa y Plataf Plataform orma a de Coahui Coahuila, la, al occidente con Chihuahua, al oriente y norte con la Plataforma del Burro.
Fig. 1. Ubicación de la cuenca Sabinas
Fig.2. Ubicación de las principales cuencas petrolíferas de México.
TIPO DE CUENCA. Corresponde a una cuenca intracratónica , resultado de la segmentación en bloques del Cinturón Orogénico Marathon-Ouachita con desplazamiento relativo entre éstos, definiéndose posteriormente durante la Tafrogenia Palizada, un sistema de fosas y pila pilare ress que que confo conform rmar aron on las las depre depresi sion ones es que actuar actuaron on como como recep receptá tácu culo loss de sedimentos, probablemente desde finales del Triásico.
EVOLUCION GEOLÓGICA. Es una una cuen cuenca ca sedim sedimen enta tari ria a meso mesozo zoic ica a const constititui uida da por por rocas rocas sili silici cicl clást ástic icas as,, carbonatadas y evaporíticas con un espesor de más de 5000m de rocas depositadas en ambiente marino. Desde el punto de vista tectónico tectónico,, la Cuenca de Sabinas (CSa) (CSa) se ha interpretado interpretado como un rift abortado o aulacógeno asociado a la apertura del Golfo de México. Geológicamente está limitada por grandes unidades positivas que corresponden a los elemen elementos tos paleog paleogeog eográf ráfico icoss del Jurási Jurásico co Tardío, Tardío, denomin denominados ados Penínsu Península la de Tamaulipas, alto de Picachos y alto de San Carlos (también conocidos como macizo El Burro-Picachos o Arco de Tamaulipas) en el noreste y por la Isla de Coahuila en el
suroeste. Al noroeste se extiende hacia la Cuenca de Chihuahua y al sureste limita con el Arco de Monterrey.
Fig. 3. Elementos tectónicos de la CSa
La Cuenca de Sabinas está relacionada a la disgregación de Pangea, que propició la formación de pilares y fosas tectónicas que controlaron los patrones sedimentarios de la región. La evolución tectónica de la región durante el Mesozoico está definida por siete eventos principales y la cuenca de Sabinas fue afectada en mayor o menor grado por dichos eventos. La evolución más temprana de la cuenca está ligada a la formación del margen pasivo del Golfo de México. Tres grandes eventos se han identificado en este período:
Fallamiento de extensión (rifting) del Triásico al Jurásico Medio, creando las cuencas y estableciendo su localización y orientación.
Exte Extens nsión ión del del Jurás Jurásic ico o Tardí Tardío o (expa (expans nsió ión n del del fond fondo o oceá oceáni nico co de Méxi México co), ), favoreciendo el depósito de las principales rocas generadoras de hidrocarburos (lutitas marinas del Tithoniano, principalmente), lo que marcó la primera de una serie de transgresiones marinas regionales, y
Subsidencia Subsidencia pasiva durante durante el Cretácico Inferior, que favoreció favoreció el crecimiento crecimiento de plat plataf afor orma mass carb carbon onat atad adas as,, lleg llegan ando do ésta éstass a ser las prin princi cipa palles roca rocass almacenadoras de hidrocarburos.
Fig. 3. Ubicación de las cuencas de Sabinas en el contexto general del Golfo de México. Imagen satelital tomada de Conabio (2003).
Los Los princi principa pale less elem elemen ento toss tect tectón ónic icos os origi originad nados os dura durant nte e la etapa etapa de rift riftin ing g comprenden altos de basamento, entre los que se destacan el bloque de Coahuila, la Península Burro-Peyotes, el archipiélago de Tamaulipas y las Islas de La mula y Monclova, así como bloques bajos de basamento que conforman la cuenca. El basamento está compuesto por rocas graníticas del Permo-Triásico que intrusionan a seri series es sedi sedime ment ntar aria iass orog orogén énic icas as con con cong conglo lome mera rado dos, s, grau grauva vaca cass y luti lutita tass inte interes restr trat atifific icad adas as con cali caliza zass del del Carbon Carboníf ífero ero-P -Pérm érmic ico, o, y que que parec parecen en haber haber constituido una extensión peninsular del cratón del Mesozoico Inferior. Las rocas del Triásico Triásico son tobas silícicas silícicas y complejos complejos metasedimentario metasedimentarioss localizados localizados en la región noreste de México. Los lechos rojos de la Formación Huizachal son debidos al evento extensional que fragmentó el basamento en bloques para los cuales se especula una edad correspondiente al Triásico Superior o al Jurásico Inferior a Medio. Posteriormente, se produjo la transgresión marina del Jurásico Superior al
Cretácico Inferior-Medio cuando el mar invade las plataformas. Durante el Cretácico Superior Superior se depositaron depositaron en toda la región sedimentos sedimentos fundamentalm fundamentalmente ente terrígenos provenientes de la porción occidental de México. Estos Estos evento eventoss condic condicion ionaro aron n la evoluc evolución ión estrat estratigr igráfi áfica ca de la región región durant durante e el Cret Cretác ácic ico o hast hasta a la Oroge Orogeni nia a Laram Laramid ide e (even (evento to que que provo provocó có un leva levant ntam amie ient nto o tectónico (Uplift) modificando modificando la estructura de la Cuenca. La formación de estructuras geológicas en las rocas mesozoicas del Golfo de Sabinas y elementos circundantes está relacionada a la deformación contraccional de la Orogenia Laramide que afectó al área desde el Paleoceno hasta el Eoceno medio. Los estilos estructurales están relacionados con la presencia y espesor de la sal Jurásica y evaporitas del Barremiano, presentándose principalmente anticlinales con doble buzamiento de orientación noroeste-sureste limitados por cabalgaduras o fallas inversas, convergencia tanto hacia el suroeste como al noreste, resultado de la influencia de los bordes de los elementos paleotectónicos de Coahuila y Tamaulipas. Algunos de estos anticlinales están nucleados por domos de sal y se presentan estructuras de inversión que involucran al basamento. Datos cinemáticos obtenidos de pliegues, estrías y estilolitas indican un acortamiento paralelo a la dirección del esfuerzo tectónico principal observándose en la cuenca cuatro estilos estructurales: A. Pliegues anticlinales alargados, estrechos, disarmónicos y bifurcados donde las evaporitas jurásicas están presentes; B. Antic Anticlinale linaless de alto relieve relieve con núcleos erosionado erosionadoss hacia los márgenes márgenes de la cuenca donde las evaporitas jurásicas están ausentes; C. Estruc Estructuras turas de relieve relieve suave, cubiertas cubiertas por rocas rocas más jóvenes desarrolla desarrolladas das en el área de influencia de la Península de Tamaulipas, y D. Estruc Estructuras turas anticlina anticlinales les tipo caja y dómicas dómicas hacia las áreas áreas de la cuenca, en donde las evaporitas tienen los mayores espesores. En la Cuenca de Sabinas se han definido cinco patrones de fracturamiento asociados a los procesos compresivos, de los cuales sólo dos se consideran relevantes:
Fracturas resultantes de la compresión, paralelas y subparalelas a la dirección del echado de las capas, de gran extensión tanto lateral como vertical, y
Fracturas causadas por la extensión, perpendiculares al eje de los pliegues, nume numeros rosas as pero pero de corta corta exte extens nsió ión, n, comp compar artitime ment ntan an la estr estruc uctu tura ra en pequeños pequeños bloques. Los otros tres patrones patrones de fracturas fracturas se restringen restringen a áreas limitadas.
Fig. 4.: (Arriba y próxima próxima página); página); Distribución Distribución de estilos de deformación deformación y sección sección estructural NW-SE representativa de la parte central de la Cuenca de Sabinas. Modificado de Eguiluz (2001) y Pola et al (2007).
Fig. Fig. 4a. 4a. Dist Distri ribuc bució ión n de esti estilo los s de defo deform rmaci ación ón y secc secció ión n estr estruct uctur ural al NW-SE NW-SE representativa de la parte central de la Cuenca de Sabinas.
ESTRATIGRAFIA La columna sedimentaria descansa sobre bloques de basamento cristalino (ígneometamó metamórfi rfico) co) de edad edad permo-tr permo-triás iásica ica sobre sobre los que se deposi depositar taron on capas capas rojas rojas derivados derivados de la erosión de los paleo-elementos paleo-elementos positivos positivos así como rocas volcánicas producidas durante el proceso de rift. A partir de datos indirectos se infiere que en la Cuenca de Sabinas probablemente se depo deposi sita taro ron n capa capass roja rojass de gran grande dess espe espeso sore ress del del Jurá Jurási sico co Temp Tempra rano no.. La acumulación de estas secuencias clásticas de rift probablemente ocurrió en granbens
y semi semigr grab aben ens. s. Tamb Tambié ién n se prod produj ujo o el empl emplaz azam amie ient nto o de roca rocass volc volcán ánic icas as calcoalcalinas en las etapas iniciales e intermedias del rift, intercaladas con los conglomerados continentales. Posteriormente, ocurrió el depósito de evaporitas que precipitaron durante la primera transgresión marina. En el transcurso del Calloviano al Oxfordiano Inferior, se depositaron secuencias de transgresión compuestas por conglomerados, evaporitas salinas intercaladas con rocas terrígenas de grano fino, evaporitas anhídriticas anhídriticas y carbonatos. carbonatos. Su espesor espesor en conj conjun untto sobr sobre epasa pasa los 2500 2500 m. En el cent centro ro de la cuen cuenca ca prec precip ipit itar aron on principalmente evaporitas, correspondientes a la Formación Minas Viejas con un espesor original de 1000 m. Hacia el arco de Tamaulipas, la sal tiende a desaparecer y es reemplazada por anhidrita y carbonatos interdigitados hacia la base de la Formación Olvido, y por carbonatos de alta energía hacia su cima, con un espesor de 500 m en total. En las áreas adyacentes a los bloques emergidos de basamento, en cambi cambio, o, se desar desarro rollllan an las las rocas rocas de faci facies es mari marina nass some somera rass comp compues uesta tass por areniscas cuarzo-feldespáticas y conglomerados de la Formación La Gloria. Esta Formación presenta espesores entre 50 y 100 m, y sobrepasa los 600m en las proxi proximi midad dades es de los los bloq bloques ues de basa basame ment nto. o. Haci Hacia a el cent centro ro de la cuen cuenca, ca, la Form Formac ació ión n La Glor Gloria ia camb cambia ia tran transi sici cion onal alme ment nte e haci hacia a arrib arriba a a carbo carbona nato toss de plataforma de la Formación Zuloaga. Durante el Oxfordiano Superior, las facies de arenas de playa de la Formación La Glor Gloria ia cont contin inúa úan n depo deposi sitá tánd ndos ose e de form forma a simu simultltán ánea ea,, con con los los carbo carbonat natos os y evaporitas de la Formación Olvido. Desde el Kimmeridgiano Inferior al Tithoniano, conforme conforme aumenta la subsidencia subsidencia de la cuenca, las formaciones formaciones Gloria y Olvido Olvido son cubiertas por lutitas negras de la Formación La Casita o Grupo La Casita. Ésta está integrada por tres miembros
El inferior con lutitas carbonosas, que cambian a facies de arenas costeras hacia los márgenes de la cuenca,
El miembro intermedio contiene areniscas, interestratificadas con carbonatos, cuyo tamaño de grano aumenta hacia las orillas de la formación, y
El miembro superior formado por lutitas calcáreas negras y limolitas.
Los espesores de esta formación formación en su totalidad totalidad varían desde 60 hasta 800 m, y su edad abarca desde el Kimmeridgiano Kimmeridgiano hasta la base del Berriasiano. En el Cretácico Cretácico Inferior se acumularon sedimentos clásticos marinos someros y marginales gruesos, areniscas y lutitas de la Formación Barril Viejo, con espesores de 250 a 350 m y una edad corresp correspond ondien iente te al Hauteri Hauterivia viano no Inferi Inferior. or. Hacia Hacia el Surest Sureste, e, esta esta formac formación ión cambia lateralmente a facies de carbonatos de plataforma marina de alta energía,
correspondientes a la Formación Menchaca del Berriasiano, con espesores entre 250 y 300 m. Más hacia el Sureste, el cambio lateral de facies prosigue hacia facies de plat plataf aform orma a abie abiert rta a y faci facies es de cuen cuenca ca,, repre represe sent ntad adas as por luti lutita tass y carb carbona onato toss interestratificados de la Formación Taraises, con una edad asignada del Berriasiano al Hauteriviano Inferior y espesores que varían entre 135 y 500 m. En las inmediacion inmediaciones es de la Península Burro – Peyotes se depositaron depositaron sedimentos sedimentos terrígenos de la Formación Hosston, en facies fluviales (areniscas y conglomerados) con un rango de edad que abarca desde el Berriasiano hasta el Barremiano Superior. En los alrededores del Bloque de Coahuila y la Isla de La Mula, en cambio, se depositaron conglomerados y areniscas en ambientes terrestres a transicionales y marinos someros de la Formación San Marcos, con espesores de 1000 m, cuya acumulación es sincrónica a la Formación Hosston. Duran Durante te el inte interva rvalo lo del Haut Hauter eriv ivia iano no Superi Superior or al Barre Barremi mian ano, o, se depo deposi sitó tó la Formación Padilla en su facies arrecifal, con un espesor promedio de 150 m. Hacia el Noreste la Formación Padilla cambia a carbonatos de facies lagunar, con predominio de dolomías. Para este tiempo (Hauteriviano Superior), la Península Burro – Peyotes había sido cubierta en gran parte por la Formación Hosston en su facies de llanura aluvia aluvial,l, con alcance alcance tempora temporall hasta hasta el Barrem Barremian iano o Inferio Inferior. r. Sincró Sincrónic nicame amente nte,, se depositaron sedimentos clásticos de la Formación La Mula hacia el Noroeste de la cuenca, que cubren la Isla de La Mula. Esta formación se adelgaza hacia mar abierto al Este y Sureste de la cuenca, y hacia el Bloque de Coahuila grada a areniscas de la Formación Pátula. Durante el Barremiano Superior se desarrolló el arrecife de la Formación Cupido, cuya formación se extiende hasta mediados del Aptiano. Este arrecife actuó como barrera barrera física, física, restringi restringiend endo o la circul circulaci ación ón del agua agua marina marina hacia hacia la Cuenca Cuenca de Sabina Sabinas, s, ocasio ocasionand nando o la instal instalaci ación ón de un ambien ambiente te de sabkha sabkha y la formac formación ión alternada de carbonatos y evaporitas de la Formación La Virgen, con espesores entre 600 y 800 m. Esta Formación presenta tres unidades dolomíticas separadas por dos unidades de evaporitas y cambia de facies hacia las Formaciones Hosston y San Marcos hacia el Norte y Sur, respectivamente. Hacia el Este y Sureste del arrecif arrecife, e, se deposi depositar taron on simult simultáne áneamen amente te a la Formaci Formación ón La Virgen Virgen carbonat carbonatos os pelágicos de la Formación Tamaulipas Inferior. El crecimiento del arrecife de la Formación Cupido continuó durante el Aptiano Inferior, mientras que en el lado tras-arrecifal se formaron carbonatos de facies lagunares de alta energía pertenecientes a la Formación Cupidito, con un espesor de 250 m acuñándose hacia el Noroeste. Hacia el lado Este del arrecife continuó la deposición de la Formación Tamaulipas Inferior, en tanto que el Bloque de Coahuila
(último rasgo en la región que permanecía emergido como isla) fue bordeado por una franja angosta de arenas de playa perteneciente a la Formación San Marcos. El Aptiano Superior se caracteriza por registrar un incremento en el nivel del mar que cubrió inclusive el Bloque (o Isla) Coahuila. Tal transgresión está representada por las lutitas de la Formación La Peña, que es usada como control bioestratigráfico regional, con espesores variables de hasta 200 m, dependiendo de la topografía anterior a su depósito. Hacia el Sur y Este, esta formación cambia lateralmente a facies de cuenca profunda (lutitas negras y calizas arcillosas con pedernal) de la Formación Otates. En las zonas de menor profundidad de los ya sumergidos bloques de Coahuila y Burro – Peyotes, se depositó la Formación Las Uvas, que consiste en aren arenis isca cass rica ricass en carb carbon onat atos os con con espe espeso sore ress de hast hasta a 15 m, desc descan ansa sand ndo o discordantemente sobre rocas del basamento. Durante el Albiano-Cenomaniano la subsidencia del área continúa, y ello creó las condi condici cion ones es para para que que en la part parte e orie orient ntal al de la cuen cuenca ca se depos deposititara aran n capa capass delgadas y gruesas de mudstone a wackestone con pedernal de la Formación Tamaulipas Superior del Albiano, con espesores entre 100 y 200 m. Hacia los bordes de lo que fue la Isla de Coahuila, la Formación Tamaulipas Superior cambia a facies de carbonatos de plataforma de la Formación Aurora, con espesores entre 500 y 700 m. Sobre el Bloque de Coahuila, la Formación Aurora configuró una laguna en la que se depositó una secuencia que inicia con una caliza masiva de bioclastos, de 60 a 80 m de espe espesor sor,, que que cambi cambia a verti vertica calm lmen ente te a una una alte altern rnanc ancia ia de evap evapor orititas as con con dolomitas dolomitas de aproximadamen aproximadamente te 500 m de espesor, asignada a la Formación Acatita de edad Albiano Inferior-Medio. La Formación Acatita está cubierta por el miembro superior superior de la Formación Formación Aurora, con espesores de 190 a 260 m y alcance alcance temporal hast hasta a el Ceno Cenoma mani niano ano.. La Form Formac ació ión n Auror Aurora a es equi equiva vale lent nte e a la Form Formac ació ión n Georgetown del Albiano Superior a inicios del Cenomaniano, formada por calizas micríticas con nódulos de pedernal y espesores de 80 a 150 m. Padilla y Sánchez (1986 (1986a, a,b) b) menci mencion ona a que que es prob probabl able e que que en el Bloqu Bloque e Burro Burro – Peyot Peyotes es hayan hayan existido condiciones semejantes a las del Bloque de Coahuila, y que la Formación McKnight sea equivalente a La Formación Acatita. Hacia la parte Norte-central de la cuenca, simultáneamente a las formaciones arriba mencio mencionad nadas, as, se deposi depositar taron on las Formac Formacion iones es Del Río y Buda, Buda, equiva equivalen lentes tes al miembro superior de la Formación Aurora. La Formación Del Río se formó del Cenomaniano Inferior al Medio y contiene lutitas y areniscas de grano fi no, con espesores desde 40 m en sus porciones norte y noreste, y hasta 5 m hacia su porción sureste. La Formación Buda consiste en lodolitas calcáreas de cuenca, con espesores de 10 a 50 m y una edad correspondiente al Cenomaniano Superior.
La Formación Kiamichi (o Formación Sombreretillo) consiste en una intercalación de lutitas y calizas. A fines del Cenomaniano y durante el Turoniano se depositó un paquete de 300 m de espesor de lutitas negras con calizas arenosas y areniscas calcáreas intercaladas, pertenecientes a la Formación Eagle Ford. Hacia las porciones sur y sureste de la cuen cuenca ca,, esta esta form formac ació ión n camb cambia ia late latera ralm lmen ente te a faci facies es de plat plataf afor orma ma de las las Formaciones Indidura y San Felipe, respectivamente. Durante el intervalo del Coniaciano al Santoniano Medio, el nivel del mar descendió, de tal manera que se incrementó la formación de carbonatos y disminuyó la de lutitas. En este contexto se depositó la Formación Austin, con espesores entre 200 y 300 m. Ésta presenta, además, intercalaciones en capas delgadas de bentonita. La Formación Indidura se depositó en un intervalo de tiempo del Cenomaniano Superior al Santoniano, y es correlacionable con las Formaciones Eagle Ford y Austin en la parte norte de la Cuenca de Sabinas. A partir del Santoniano Medio se empiezan a apreciar los efectos de la Orogenia Larámide, al formarse las cuencas interiores (Área Sabinas – Olmos y las Cuencas Parras y Popa) y al producirse el depósito de formaciones típicas de ambientes de planicies aluviales continentales y complejos deltaicos. La Formaci Formación ón Upson, Upson, deposit depositada ada durant durante e el Santon Santonian iano o Superio Superior-Ca r-Campan mpaniano iano Medio, está constituida por lutitas con espesores de 100 a 150 m, formadas en un ambiente de prodelta y correlacionables con la Lutita Parras al sur. La Formación San Miguel, está constituida por una alternancia de sedimentos progradacionales arenosos y arcillosos arcillosos con un espesor espesor de hasta 400 m, formados formados en un ambiente ambiente de frente de delta. La Formación Olmos, consiste de areniscas y contiene importantes yacimientos de carbón. Esta formación es correlacionable con el Grupo La Difunta de la Cuen Cuenca ca de La Popa Popa,, cuya cuya edad edad es Maast Maastri richt chtia iano no-Pa -Pale leoce oceno. no. Duran Durante te el Maastrichtiano Superior, la Formación Escondido acumuló un espesor de 800 m de areniscas conglomeráticas y carbón en su base, y se correlaciona con el Grupo La Difunta de la Cuenca de La Popa.
Figura 5. (Siguiente página). Tabla estratigráfica de la Cuenca de Sabinas.
AMBIENTE DE DEPÓSITO. Se propició la depositación de secuencias sedimentarias compuestas principalmente de depósitos siliciclásticos de ambientes costeros, depósitos evaporíticos de sabkha, y depósitos de carbonatos tanto de ambientes de plataforma somera y profunda com como en com complejos arrec rreciifales ales.. Tales secue cuenci ncias fuero eron depo epositadas ininterrumpidamente desde el Jurásico Medio hasta el Cretácico Superior, tiempo en el que la Orogenia Larámide detonó el cambio en el régimen de depósito para esta zona.
ROCAS. ROCAS GENERADORAS La caracterización geoquímica de las rocas generadoras, tiene vital importancia debido a que el tamaño de los campos y su localización dentro de la cuenca, está directamente relacionado con el potencial generador y los procesos de madurez y migración de los hidrocarburos, desde los focos de generación, hasta las trampas. De acuerdo a estudios geológicos y geoquímicos realizados en esta cuenca se ha estab estable leci cido do que que las las rocas rocas genera generador doras as prin princi cipa pale less corr corresp espon onde den n a las las faci facies es arcillocarbono arcillocarbonosas sas de los miembros inferior inferior y superior superior de la Formación Formación La Casita, Casita, en tanto que las facies arcillo-calcáreas de la Formación La Peña del Aptiano y las facies calcáreo-carbon calcáreo-carbonosas osas de la Eagle Ford de edad Turoniano- Cenomaniano Cenomaniano han contribuido en menor porcentaje a la generación de hidrocarburos. El kerógeno de las formaciones del Jurásico es Tipo III, severamente alterado, variando de muy maduro a sobremaduro con un alto índice de transformación del kerógeno. La generación de gas proveniente de las rocas jurásicas dio inicio en la región sureste de la cuenca, durante el Cretácico Medio (~120 millones de años, m.a.) cuand cuando o toda todaví vía a no esta estaban ban form formad adas as las las tram trampa pass laram laramíd ídic icas. as. Con Con base base en resul resulta tados dos de model modelad ado o geol geológ ógic ico-g o-geo eoquí quími mico co se plant plantea ean n dos dos proce proceso soss de migración ligados a la deformación estructural, uno halocinético prelaramídico de 145-83 millones millones de años y otro compresional compresional laramídico laramídico de 48-34 millones millones de años, siendo éste último el que propició la remigración de los hidrocarburos entrampados en la primera primera etapa. Adicionalme Adicionalmente nte existen capas de carbón depositadas depositadas en facies fluvio-deltáicas de las formaciones San Miguel, Olmos y Escondido del Cretácico Superior con un importante potencial minero y para la producción de metano de capas de carbón.
Fig. 6. Modelo de generación de hidrocarburos y tabla de eventos para la Cuenca de Sabinas. La formación de las trampas por la deformación laramídica ocurre después de concluida la generación de aceite, razón por la que las trampas estructurales contienen gas en esta cuenca.
ROCAS ALMACÉN La distribución y calidad de la roca almacén, durante el Kimeridgiano y Tithoniano, está influenciada por la naturaleza del aporte de los terrígenos, que provienen de los elementos insulares que rodean a la cuenca, por la subsidencia tectónica y por cambios relativos del nivel del mar. Su depósito ocurrió en ambiente de plataforma sili silisi sicl clás ástitica, ca, que que varía varía de faci facies es desd desde e plat plataf afor orma ma inte interna rna a cuenc cuenca. a. Para Para el Kimeridgiano medio y superior hay mayor diversidad de ambientes de depósito (desde plataforma interna, hasta abanicos distales), dentro del sistema transgresivo (TST), mientras que en el Tithoniano inferior a medio posiblemente la normalización paleobatimétrica dentro del sistema de depósito de nivel alto (HST), permitió menos cambios de ambientes sedimentarios. Los cambios de espesor de roca almacén son notables, entre la parte central de la cuenca y sus márgenes. Los paquetes de areniscas se acuñan echado arriba de la cuenca y se adelgazan adelgazan e interdigitan interdigitan cambiando cambiando a facies facies pelítico-carb pelítico-carbonosas, onosas, hacia el interior de la cuenca. La Península de Tamaulipas está constituida por esquístos paleozoicos y rocas ígne ígneas as,, prin princi cipa palm lmen ente te intr intrusi usiva vas, s, de compo composi sici ción ón inte interm rmed edia ia,a ,amb mbos os de edad edad prejurásica. prejurásica. El tipo de arenisca arenisca que aportó hacia la cuenca, son litoarenitas litoarenitas y menor proporción de cuarzoarenitas, de grano fino a medio, de facies litorales. Las islas de Coahuila, Monclova y La Mula, están constituidas por intrusivos de composición granitoide y sedimentos paleozoicos. El tipo de areniscas que se depositaron en este marg margen en de la cuen cuenca ca,, son son litoa itoare reni nittas felde eldesp spát átic icas as,, de gran grano o grue grueso so y conglomeráticas, inmaduras y poco seleccionadas, echado arriba de la cuenca, e invierten sus características echado abajo de la misma.
Las formaciones Padilla y base de La Virgen también son potenciales rocas almacén. La Formación Padilla consiste de carbonatos dolomitizados, en facies arrecifales y lagunares, con amplia distribución en la parte central de la cuenca, con espesores gruesos de 100 a 200 m de espesor, aumentando hacia la zona de arrecife hasta 300 m. Hacia los bordes de la cuenca se acuña y cambia a facies fluviolitorales, de las formaciones San Marcos, hacia la Isla de Coahuila y Hosston, hacia la península de Tamaulipas. En el depósito de esta unidad se identifica una secuencia de tercer orden, orden, dentro dentro de un ciclo ciclo de nivel nivel alto y termi termina na al inicio inicio de un ciclotra ciclotransgr nsgresi esivo vo (Form (Formac ació ión n La Mula) Mula).. Por Por posi posici ción ón estr estrat atig igráf ráfic ica, a, su depó depósi sito to se sitú sitúa a en el Haut Hauter eriv ivia iano no Supe Superi rior or,, sobre sobre la Form Formac ación ión Barri Barrill Viej Viejo, o, que que pose posee e fósi fósile less del del Hauteriviano Inferior. La base de la Formación La Virgen corresponde a un ciclode nivel alto (HST), se le denomina el miembro productor, posee facies de carbonatos dolomitizados de amplia distribución con espesores de 200 m en el centro de la cuenca. Cambian de facies lateralmente hacia el arrecife o hacia los altos paleogeográficos de Coahuila y Tamaulipas, en dónde se acuña y por consiguiente su espesor disminuye. Por posición estratigráfica, la edad de este depósito se asigna al Berriasiano Inferior. La roca almacén tiene porosidades de 2 a 12%, con promedio de 7% y la calidad de permeabi permeabilid lidad ad de la roca roca almacé almacén n está está dada dada por fractu fracturas ras natura naturales les,, ocurri ocurridas das durante el plegamiento.
Figura 7.- Sección de correlación entre los bloques de Cuatro Ciénegas y el Oro, se muestran los cambios de facies y espesores de rocas arcillosas generadoras (color gris y trama raya discontinua) y a su vez, areniscas como rocas almacén (tramas de puntos), en facies proximales litorales y abanicos distales.
ROCAS SELLO
La correlación de secciones estratigráficas y litologías, permite identificar rocas sello de distribución regional. La cima de la Formación La Casita son lutitas de espesor menor a 100 metros, y en conjunto con calizas arcillosas de la base de la Formación Menchaca, Menchaca, con espesor mayor a 100 metros, metros, hacen ambas unidades un buen sello, para los plays La Casita. Las anhidritas y arcillas con más de 200 m. brutos de la form formac ació ión n La Mula Mula,, const constitituy uyen en el sell sello o para para el play play Padi Padilllla. a. Para Para el miem miembr bro o productor de La Virgen, se toma como espesor bruto de roca sello, la distribución del miembro evaporítico, que sobreyace inmediato al miembro productor. Los sellos se pierden con el cambio de facies hacia terrígenos marginales, principalmente en la Isla de Coahuila, mientras que también se pierde el sello hacia el borde de la plataforma lagunar, limitada por el Arrecife Cupido.
TRAMPAS PETROLÍFERAS En la Cuen Cuenca ca de Sabi Sabina nass exis existe ten n tram trampa pass estr estruc uctu tura rale less comb combin inad adas as con con estratigráficas. Las trampas estructurales son las que han tenido el éxito para ubicar los pozos exploratorios exploratorios en estructuras estructuras anticlinal anticlinales es fracturadas fracturadas naturalmente, naturalmente, sin las cuales no fluiría el gas. →
Trampas estratigráficas
Los cambios de facies y espesores, forman trampas estratigráficas por acuñamiento o por cambios de facies. El aspecto más importante radica en considerar que una migr migrac ació ión n y acum acumul ulac ació ión n prim primar aria ia de hidr hidroc ocar arbu buro ros, s, se real realiz izó ó dura durant nte e el sepultamiento de la carpeta sedimentaria, de acuerdo al modelado de subsidencia con respecto a la ventana de generación de hidrocarburos, y por consecuencia, es en los plays de La Casita, en dónde se acumularon los hidrocarburos bajo el sello de la Formación Menchaca. →
Trampas estructurales
El modelo de deformación de la Cuenca de Sabinas es por acortamiento, con despegue salino en la base de la sección sedimentaria, presente en la parte central de la cuenca y con fallas de basamento hacia las márgenes de la cuenca. El marco estruct estructural ural region regional al correspo corresponde nde a un domini dominio o de pliegu pliegues es anticl anticlina inales les y fallas fallas inversas, inversas, orientada orientadass sensiblement sensiblemente e noroestenoroeste- sureste. sureste. Dependiendo Dependiendo del del radio radio de curvatura de los pliegues y las fallas inversas, se desarrollan fracturas naturales con diferentes orientaciones. Predominan las fracturas orientadas normales y paralelas a sigma 1, pero también hay fracturas sintéticas asociadas. Esta característica de fracturamien fracturamiento to hace que los yacimientos de gas, tengan la permeabilidad permeabilidad suficiente suficiente para permitir la transmisibilidad del fluido. Cuando los radios de curvatura máxima
son menores, existe mayor densidad de fracturas, en areniscas con mayor contenido de cuarzo y en dolomías de la roca almacén pero también las calizas arcillosas se tornan frágiles y se fracturan, la roca sello pierde su cualidad, y el hidrocarburo migra hacia niveles niveles estratigráf estratigráficos icos superiores superiores en donde se almacena almacena cuando existen existen sellos dúctiles, como las evaporitas de la Formación La Virgen. La Tabla I sintetiza las relaciones entre las característ características icas de las fracturas naturales, naturales, el tipo de pliegue, pliegue, su litología y porosidad de matriz.
Tabla I. Características de las fracturas en estructuras de la Cuenca de Sabinas.
Tabla II: Principales plays productores de la Cuenca de Sabinas.
CARACTERISTICAS PETROFISICAS
ÁREA DE LOS CAMPOS En la cuenca de Sabinas se han descubierto al 2005, 20 campos de gas no asociado, las áreas de estos campos varían desde 1.5 km2 en campos de un solo pozo, hasta 32 km2 como el campo Merced. El campo Lampazos posee áreas de 10 km2 para el play La Gloria y de 15 km2 para el play La Casita. El promedio de área para los campos gasíferos de Sabinas es de 15 km2. La longitud de la estructura estructura es desde 10 km hasta 30 km, mientras que su amplitud varía de 1.5 a 5 km.
PROFUNDIDAD DE LOS CUERPOS PRODUCTORES Los yacimientos de gas de esta cuenca se encuentran en profundidades de 2,500 (campo Lampazos) a menos de 4,000 metros (campos Monclova y Merced), pueden ser yacimientos simples o múltiples como los campos Monclova y Lampazos. El promedio de profundidad se encuentra en 3,000 metros (yacimientos cretácicos en el campo Monclova Buena Suerte).
ESPESOR DE LOS CUERPOS PRODUCTORES Los intervalos productores son muy variables, dependiendo de la terminación del pozo. Los intervalos productores en agujero descubierto llegan a tener más de 50 metros, mientras que intervalos entubados son de 10 a 40 metros. Los resultados más convenientes indican dejar a la formación en agujero abierto, lo que proporciona que la zona fracturada fluya libremente a la boca del pozo.
POROSIDAD DE CUERPOS PRODUCTORES Las porosidades son muy pobres, desde 2 a 3%, hasta 12% en los mejores casos, en dolomí dolomías as fractu fracturada radas. s. Las arenisc areniscas as jurási jurásicas cas poseen poseen las porosi porosidade dadess más pobres, con promedio de 5%. Las dolomías son pobres también, el promedio se sitúa en 4% (campos Florida y Buena Suerte).
SATURACIÓN DE AGUA La saturación de agua es variable, el campo Monclova-Buena Suerte tiene 54 a 27% en Padilla, similar similar al campo Florida productor en el mismo intervalo, mientras mientras que el play La Virgen tiene 72 a 68% de saturación, mientras que los yacimientos jurásicos de Merced y Lampazos tienen saturaciones de agua de 25% en promedio.
PRESIÓN ESTÁTICA Las presiones de poro son muy altas, en promedio se encuentran con 300 kg/cm2, a 2,000 metros de profundidad, pero llegan hasta 450 kg /cm2 como máxima y a 60 kg/cm2 como mínima.
RELACIÓN VOLUMÉTRICA DEL GAS Los valores de la relación volumétrica volumétrica de gas se encuentran encuentran entre 0.00485, 0.00485, para los campos Monclova-Buena Suerte y Lampazos y de 0.00301 a 0.00270, para los campos Florida y Merced respectivamente. Factores de recuperación de 90% de gas son aceptables en todos los campos.
PERMEABILIDAD La permeabilidad es muy baja en matriz, desde 0.0024 mD en el play La Virgen, del campo Monclova Monclova Buena Suerte, a 0.12 y 0.15 mD en los plays La Gloria y La Casita respectivamente, en el campo Lampazos y de 0.015 a 0.085 mD, en el play La Casita, Casita, del campo Merced. Por lo tanto, tanto, la conductividad conductividad del gas en los yacimientos yacimientos es por fracturas.
CONCLUSIÓN En base base de la info inform rmac ació ión n recau recauda dada da con con respe respect cto o a la Cuen Cuenca ca de Sabi Sabinas nas,, podemos concluir que es de vital importancia debido al potencial que representa para el país. A pesar de que no es una cuenca productora aceite, la producción de gas podría constituir una alternativa energética en la economía del país. De acuerdo con las características petrofísicas de las facies, el sistema petrolero se delimitó a la posición de los plays en las unidades La Casita, Padilla y la Virgen. La roca generadora que carga a los plays es la unidad arcillosa La Casita, con valores de COT, madurez y tipo de roca madre óptimos. Las rocas almacén son siliciclastos y carbonatos, ambos fracturados naturalmente. Los sellos son evaporitas o lutitas y calizas arcillosas. Las trampas son estructurales fract fractura uradas das.. La migra migraci ción ón ocurr ocurrió ió prim primer ero o haci hacia a tram trampa pass estr estrat atig igrá ráfifica cass de la Formación La Casita y durante la deformación, migraron los hidrocarburos a otros niveles estratigráficos en las estructuras. La aplicación de nuevas tecnologías y herramientas tales como la adquisición e inte interpr rpret etaci ación ón de sísm sísmic ica a trid tridim imens ensio iona nall y sus sus atri atribut butos os,, toma toma de regis registr tros os de imágenes de la pared del agujero, aplicación de la perforación bajo balance, pozos de alto ángulo, geonavegación dentro de un mismo intervalo productor, todo esto en un amb ambient iente e de trab traba ajo en equi equipo po multi ultidi disc scip iplilina nari rio, o, han han cont contri ribu buid ido o al descubrimiento de nuevos yacimientos, a incrementar las reservas remanentes y a revitalizar esta cuenca.
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